Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna · 2008. 10. 20. · Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna BRGM/RP-54936-FR

Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna

Rapport final

BRGM/RP-54936-FR janvier 2008


Rapport final

BRGM/RP-54936-FR janvier 2008

Étude réalisée dans le cadre des opérations de Service public du BRGM 05-RIS-G04

Convention MEDD/DPPR CV0500044

D. Bertil, A. Lemoine, J. Rey, S. Auclair, P. Dominique Avec la collaboration de

Th. Winter

Vérificateur :

Nom : P. DOMINIQUE

Date :

Signature :

Approbateur :

Nom : H. MODARESSI

Date :

Signature :

Le système de management de la qualité du BRGM est certifié AFAQ ISO 9001:2000.

Mots clés : Aléa sismique, Sismotectonique, Mouvement sismique de référence, Probabiliste, Wallis, Futuna. En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante : Bertil D., Lemoine R., Rey J., Auclair S., Dominique P., avec la collaboration de Th. Winter (2008) – Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna. Rapport final, BRGM/RP-54936-FR, 108 p., 56 fig., 12 tabl., 4 ann. © BRGM, 2008, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l’autorisation expresse du BRGM.


BRGM/RP-54936-FR – Rapport final 3

Synthèse

Les îles de Futuna et Alofi se situent dans la zone de faille transformante nord-fijienne. Elles peuvent être soumises à de forts séismes superficiels et locaux, ainsi qu’à des séismes plus lointains au Nord du bassin fidjien actif. L’exemple du séisme de 1993, de magnitude 6,4 qui causa la mort d’une personne à Futuna, rappelle cette sismicité bien présente dans cette région. Cependant, l’aléa sismique reste très mal connu et mérite une connaissance plus approfondie.

L’île de Wallis en zone Pacifique intraplaque est plus préservée de séismes majeurs et seuls quelques rares témoignages évoquent l’existence de séismes ressentis sur cette île.

L’objet de cette étude est donc d’évaluer l’aléa sismique de ces îles à partir d’une approche probabiliste simple sans arbre logique. Cette étude est complétée par une évaluation de type déterministe à titre de comparaison.

L’analyse du contexte géodynamique et sismotectonique à partir des études sur la région les plus récentes et des mécanismes au foyer provenant du catalogue CMT Harvard a permis de définir un modèle de zonage sismique sur une vaste zone couvrant les zones de subduction du Vanuatu et des Tonga-Kermadec, lesquelles bordent des bassins d’arrière-arc en extension : le bassin nord fidjien et le bassin de Lau. Les taux de convergence au niveau des subductions de cette région sont parmi les plus rapides du globe jusqu’à 24 cm/an au nord de la subduction des Tonga. Ce modèle comporte 11 zones superficielles et 3 zones décrivant la plaque Pacifique plongeante entre 50 et 500 km de profondeur.

L’activité sismique de chaque zone source est étudiée à partir du catalogue de l’ISC, complété par celui du NEIC pour les années les plus récentes, couvrant ainsi la période 1964-2005. Les données macrosismiques sont trop peu nombreuses pour être prises en compte sur cette région essentiellement marine. Elles ont principalement servi à contraindre la magnitude maximale.

Les caractéristiques sismiques (taux annuel λ0 de séismes de magnitude supérieure à 5.0 ; pente β de la relation fréquence-magnitude) sont calculés pour chaque zone par la méthode de Weichert (1980). Dans les zones les plus actives, la magnitude maximale possible est atteinte sur des périodes de retour très inférieures à 475 ans.

L’aléa probabiliste est calculé avec le logiciel CRISIS (Ordaz et al., 2003). Des cartes d’aléa correspondant à une période de retour de 475 ans sont produites pour le PGA et pour l’accélération maximale du sol (PGA) à période nulle et pour les périodes spectrales 0.1, 0.2, 0.4, 1.0 et 2.0 secondes.

Les modèles généraux d’atténuations de Youngs et al. (1997) pour les zones de subduction et de Sadigh et al. (1997) pour les autres zones sont utilisés faute de modèle spécifique fiable applicable à cette région du Pacifique Sud.


4 BRGM/RP-54936-FR – Rapport final

L’aléa sismique probabiliste à 475 ans est un aléa moyen avec des valeurs d’accélérations horizontales maximales du sol de 0,27 g sur Futuna et Alofi et 0,18 g sur Wallis.

L’aléa sur Futuna et Alofi est dominé par les sources actives proches et superficielles de la zone R0. Sur Wallis, l’aléa est contrôlé par la subduction intermédiaire (profondeurs de 50 à 300 km) pouvant se produire à des distances épicentrales de 150 à 200 km de la zone R10.

Des tests de sensibilité ont été effectués. Il en résulte que les valeurs d’accélération obtenues sont fortement dépendantes du choix du modèle d’atténuation et dans une moindre mesure de la magnitude maximale possible des zones actives les plus proches.

Une approche de type arbre logique semble être indispensable pour affiner cette première évaluation.

L’évaluation déterministe obtenue à partir des séismes de référence du zonage sismotectonique donne pour le Séisme Maximum Historiquement Vraisemblable (SMHV) dans les cas les plus pénalisants des intensités VII à Wallis. Pour Futuna et Alofi, l’intensité SMHV atteint VIII-IX. Ces valeurs sont à augmenter d’un degré pour les Séismes Majorés de Sécurité (SMS).

En 2005, dans le cadre du Plan Séisme, cette action a bénéficié du soutien financier du Ministère de l’Ecologie et du Développement Durable (DPPR-SDPRM), dans le cadre de la convention MEDD/DPPR n°CV0500044.



Sommaire

1. Introduction .......................................................................................................... 11

2. Rappels de notions sur l'aléa sismique.............................................................. 13

2.1. IDENTIFIER ET LOCALISER LES SOURCES SISMIQUES ........................... 13

2.2. CARACTÉRISER LEUR ACTIVITÉ................................................................. 13

2.3. QUANTIFIER LA DÉCROISSANCE AVEC LA DISTANCE, DE L'ÉNERGIE LIBÉRÉE PAR CES SOURCES ...................................................................... 14

3. Contexte sismotectonique régional.................................................................... 15

3.1. INTRODUCTION............................................................................................. 15

3.2. RÉGION D’ÉTUDE.......................................................................................... 17

3.3. PRINCIPALES STRUCTURES TECTONIQUES............................................. 18

3.3.1. Subduction des Tonga ........................................................................... 18

3.3.2. Bassin de Lau (Figure 1) ........................................................................ 21

3.3.3. Zone de fracture nord fidjienne............................................................... 23

4. Zonage sismotectonique ..................................................................................... 27

4.1. INTRODUCTION............................................................................................. 27

4.2. SISMICITÉ HISTORIQUE ............................................................................... 27

4.3. RÉGIME DE CONTRAINTE ET SISMICITÉ INSTRUMENTALE ..................... 28

4.3.1. Séismes associés au bombement externe précédant la fosse ............... 31

4.3.2. Séismes interplaques ............................................................................. 31

4.3.3. Séismes de profondeur intermédiaire..................................................... 31

4.3.4. Séismes profonds .................................................................................. 32

4.3.5. Séismes du bassin de Lau ..................................................................... 32

4.3.6. Zone de faille transformante nord-fidjienne ............................................ 32

4.3.7. Séismes locaux compressifs .................................................................. 33

4.3.8. Séismes intraocéaniques ....................................................................... 33

4.3.9. Conclusion ............................................................................................. 33

4.4. UNITÉS SISMOTECTONIQUES ..................................................................... 34



5. Approche probabiliste ......................................................................................... 37

5.1. ALÉA PROBABILISTE ET RÉGLEMENTATION ............................................. 37

5.2. CALCUL D’ALÉA PROBABILISTE .................................................................. 37

5.2.1. Méthodologie et logiciel de calcul ........................................................... 37

5.2.2. Modèle de sismicité ................................................................................ 38

5.2.3. Interprétation probabiliste des relations d’atténuation ............................. 39

5.2.4. Procédure d’intégration spatiale dans CRISIS........................................ 40

5.2.5. Procédure du calcul d’aléa probabiliste .................................................. 41

5.3. SOURCES SISMIQUES.................................................................................. 41

5.3.1. Délimitations des zones.......................................................................... 41

5.3.2. Catalogues de sismicité.......................................................................... 43

5.3.3. Profondeurs des sources sismiques ....................................................... 45

5.3.4. Magnitude minimale ............................................................................... 46

5.3.5. Magnitudes maximales........................................................................... 46

5.4. ACTIVITÉ DES ZONES SOURCES ................................................................ 48

5.4.1. Uniformisation des magnitudes .............................................................. 48

5.4.2. Filtrage des précurseurs et répliques...................................................... 49

5.4.3. Classes de magnitudes pour lesquels le catalogue est complet ............. 50

5.4.4. Caractérisation des paramètres d’activité sismique ................................ 51

5.5. RELATIONS D’ATTÉNUATION DES MOUVEMENTS SISMIQUES................ 53

5.5.1. Modèles pour la subduction.................................................................... 53

5.5.2. Modèles pour les zones actives superficielles ........................................ 55

5.6. CALCUL DES ACCÉLÉRATIONS SPECTRALES........................................... 56

5.6.1. Paramètres généraux du calcul .............................................................. 56

5.6.2. Cartes des accélérations spectrales ....................................................... 57

5.6.3. Tests de sensibilité aux paramètres ....................................................... 58

5.7. ANALYSE ET DISCUSSIONS......................................................................... 60

6. Approche déterministe ........................................................................................ 65

6.1. CONTEXTE RÉGLEMENTAIRE...................................................................... 65

6.1.1. Le décret n° 91-461 du 14 mai 1991....................................................... 65

6.1.2. L'arrêté du 10 mai 1993.......................................................................... 65

6.2. DÉMARCHE DÉTERMINISTE......................................................................... 66

6.3. ZONAGE SISMOTECTONIQUE...................................................................... 69



6.4. RELATIONS D’ATTÉNUATION DES INTENSITES MACROSISMIQUES....... 69

6.5. CALCUL DES INTENSITÉS DES SMHV ET DES SMS .................................. 70

6.5.1. Séismes de référence ............................................................................ 70

6.5.2. Intensité provenant des séismes proches............................................... 71

6.5.3. Intensité provenant des séismes lointains .............................................. 72

6.5.4. Spectres de réponse élastique au rocher horizontal ............................... 73

7. Conclusions ......................................................................................................... 75

8. Références bibliographiques .............................................................................. 77

Liste des illustrations

Figure 1 - Localisation de la zone d'étude dans le sud-ouest du Pacifique.................................15

Figure 2 - Les fosses du Vanuatu et des Tonga sont en rouge. En vert sont représentés les systèmes extensifs des bassins d’arrière-arc (Pelletier B. et al., 1998).............16

Figure 3 - Région d’étude choisie. ...............................................................................................17

Figure 4 - Coupes verticales de sismicité. ...................................................................................18

Figure 5 - Grands séismes le long de la marge des tonga-Kermadec entre 1900 et 1987 (Nishenko, 1991). Les magnitudes ont été revues par (Pacheco et Sykes, 1992). .................................................................................................................19

Figure 6 - Allure de la plaque plongeante. ...................................................................................20

Figure 7 - Représentation schématique de la limite nord de la subduction des Tonga (Millen et Hamburger, 1998)...............................................................................21

Figure 8 - Frontières des plaques Tonga (TO), Kermadec (KE), Niuafo'ou (NI), Australie (AU) et Pacifique (PA). .......................................................................................22

Figure 9 - Contexte tectonique de la zone de fracture transformante nord fidjienne (Pelletier et al., 2001). ........................................................................................23

Figure 10 - Carte structurale de la région des îles Futuna et Alofi (Pelletier et al., 2001). ..........25

Figure 11 - Coupe schématique de la sismicité d’une zone de subduction.................................28

Figure 12 - Catalogue de Harvard CMT.......................................................................................29

Figure 13 - Séismes de magnitude supérieure ou égale à Mw = 7. ............................................29

Figure 14 - Séismes de profondeur inférieure à 50 km. ..............................................................30

Figure 15 - Séismes de profondeur supérieure à 50 km. ............................................................30

Figure 16 - Zonage superficiel (z < 50 km). .................................................................................34

Figure 17 - Zonage de la lithosphère subduite. ...........................................................................35

Figure 18 - Découpage des sources en sous-éléments triangulaires dans CRISIS (2003). .......40

Figure 19 - Carte des zones sources superficielles. ....................................................................42



Figure 20 - Carte des zones sources de subduction profonde.................................................... 42

Figure 21 - Sismicité 1964-2005 à l’intérieur de la zone d’étude. ............................................... 44

Figure 22 - Coupes de la subduction........................................................................................... 46

Figure 23 - Nombre cumulé de séismes par classe de magnitude. ............................................ 51

Figure 24 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher pour subduction interplaque à 25 km de profondeur, modèles d’Youngs et al. (1997) et Atkinson et Boore (2003.) .................................................................................. 54

Figure 25 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher pour subduction intraplaque profonde à 100 km de profondeur, modèles d’Youngs et al. (1997) et Atkinson et Boore (2003).................................................................... 55

Figure 26 - Accélération maximale horizontale du sol (pga) au rocher pour les zones actives superficielles, modèles d’Ambaseys et al. (2005) et de Sadigh et al. (1997). ........................................................................................................... 56

Figure 27 - Isovaleurs de l’accélération horizontale maximale du sol en mg pour une période de retour de 475 ans............................................................................. 57

Figure 28 - Courbe d'aléa et spectre probabiliste pour Futuna. .................................................. 62

Figure 29 - Courbe d'aléa et spectre probabiliste pour Wallis..................................................... 62

Figure 30 - Démarche adoptée pour la réalisation du zonage sismique..................................... 68

Figure 31 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe. Carte de l'intensité ISMHV provenant de la source proche. ........................................... 71

Figure 32 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe. Carte de l'intensité ISMS provenant de la source proche. ............................................. 72

Figure 33 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe. Carte de l'intensité ISMHV provenant des sources lointaines. ....................................... 72

Figure 34 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe. Carte de l'intensité ISMS provenant des sources lointaines. ......................................... 73

Figure 35 - Relation fréquence-magnitude région 0.................................................................... 88










Figure 45 - Relation fréquence-magnitude région 10.................................................................. 93





Figure 48 - Relation fréquence-magnitude région 13. .................................................................94

Figure 49 - Isovaleurs de l’accélération horizontale maximale du sol en mg pour une période de retour de 475 ans. ............................................................................98

Figure 50 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 0.1 seconde de période en mg pour une période de retour de 475 ans . ....................................................................99

Figure 51 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 0.2 seconde de période en mg pour une période de retour de 475 ans. ...................................................................100



Figure 54 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 2.0 secondes de période en mg pour une période de retour de 475 ans. ...................................................................103

Figure 55 - Spectres de réponse au SMHV et au SMS, en champs proche et lointain pour l’île de Wallis.....................................................................................................107

Figure 56 - Spectres de réponse au SMHV et au SMS en champ proche pour les îles de Futuna et d’Alofi................................................................................................108

Liste des Tableaux

Tableau 1 - Régions du zonage sismotectonique réalisé. ...........................................................35

Tableau 2 - Superficie et profondeur des zones sources. ...........................................................43

Tableau 3 - Séismes les plus forts observés et magnitudes maximales. ....................................47

Tableau 4 - Classes de magnitude et dates à partir desquelles le catalogue est considéré complet. ..............................................................................................................50

Tableau 5 - Paramètres d’activité sismique des zones sources..................................................52

Tableau 6 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) en mg au rocher à Futuna et Wallis lors des tests de sensibilité à la magnitude maximale. ...........................58

Tableau 7 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) en mg au rocher à Futuna et Wallis lors de tests de sensibilité aux relations d'atténuation. ...........................59

Tableau 8 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher sur Wallis et Futuna obtenu par GSHAP.............................................................................................60

Tableau 9 - Niveau d'aléa à 475 ans. ..........................................................................................63

Tableau 10 - Intensités macrosismiques déduites de la relation d’atténuation de Dowrick (1992) pour la région des îles Wallis et Futuna. Les valeurs d’intensité observées proviennent du catalogue SisFrance. ...............................................70

Tableau 11 - Séismes de référence par zones sismotectoniques. ..............................................71

Tableau 12 - Bilan SMHV, SMS, pga 475 ans.............................................................................76



Liste des annexes

Annexe 1 - Lexique...................................................................................................................... 81

Annexe 2 - Paramètres d’activité de chaque zone...................................................................... 85

Annexe 3 - Spectres et cartes d’aléa probabiliste pour une période de retour de 475 ans ........ 95

Annexe 4 - Spectres déterministes de réponse élastique au rocher horizontal ........................ 105



1. Introduction

Les îles de Futuna et d'Alofi (collectivité d’Outre-Mer française) sont situées à proximité de la zone de faille transformante nord-fidjienne, une des zones transformantes les plus actives du globe à la frontière entre les plaques Australie et Pacifique. Ces îles sont régulièrement soumises à des séismes superficiels et locaux de forte magnitude, qui provoquent raz-de-marée et glissements de terrain.

Ainsi, le 12 mars 1993, un séisme de magnitude 6,4 s’est produit à Futuna. Il provoqua la mort de trois personnes et le rehaussement de l'île de 30 cm à 1 m. Si sur une étude BRGM préliminaire datant des années 80, Wallis était classée en zone de sismicité Ia, Futuna était classée en zone de sismicité Ib. Ces classements n’ont cependant pas été entérinés d’un point de vue réglementaire étant donné le statut de ces territoires.

À la suite des travaux engagés dans le cadre du zonage sismique de la France, une démarche similaire doit être engagée pour évaluer l‘aléa sismique des Collectivités, Pays et Territoire d’Outre-Mer. Les îles de Wallis et Futuna peuplées de 27 500 habitants figurent parmi les plus sismiques de ces territoires. L’aléa sismique reste très mal connu et mérite une connaissance plus approfondie.

Dans une première étape, une analyse et une synthèse des structures tectoniques majeures et de la sismicité est effectuée dans la région de Wallis et Futuna (Chapitre 3). Ces travaux permettent l’identification des différentes unités sismotectoniques à prendre en compte pour définir le zonage sismique qui sera utilisé pour l’évaluation de l’aléa sismique régional (Chapitre 4).

Le calcul d’aléa est effectué selon une approche probabiliste simple sans arbre logique. L’objectif est de pouvoir caler les niveaux par rapport à ceux retenus en France métropolitaine ou aux Antilles. L’approche proposée considère une période de retour à 475 ans et 5 périodes spectrales en plus de l’accélération maximale du sol. (Chapitre 5).

Enfin, une évaluation d’aléa de type déterministe est effectuée à titre de comparaison (Chapitre 6)

Cette étude est menée par le BRGM dans le cadre du Plan Séisme, à la demande du Ministère de l’Ecologie et du Développement Durable (MEDD).



2. Rappels de notions sur l'aléa sismique

L'aléa sismique peut être défini comme la possibilité pour un site ou une région, d'être exposé à une secousse sismique de caractéristiques données, exprimées autant que possible sous forme de paramètres directement utilisables pour le traitement parasismique d'un projet. Habituellement, l'évaluation de cet aléa se fait en deux phases, correspondant à deux échelles d'étude :

- l'échelle régionale, à laquelle le milieu est supposé géologiquement homogène et où on se limite au calcul d'un mouvement sismique de référence en conditions standards (« rocher horizontal affleurant »), associé soit à un séisme maximal, soit à une probabilité annuelle de dépassement ou à son inverse, une période de retour ;

- l'échelle locale, où sont pris en compte : les effets de site (modifications de ce mouvement sismique de référence dues à la lithologie et à la topographie du site considéré), les effets induits (stabilité des pentes et comportements particuliers des sols sous l'effet du mouvement vibratoire) et éventuellement, les déformations cosismiques du sol, lorsque la rupture sismique se propage jusqu'en surface.

La présente étude et le zonage sismique auquel elle aboutit, se situent au niveau de l'évaluation de l'aléa sismique à l'échelle régionale, qui nécessite de résoudre les trois problèmes suivants :

2.1. IDENTIFIER ET LOCALISER LES SOURCES SISMIQUES

C'est l'objet de l'analyse sismotectonique, qui vise à mettre en évidence les liens entre la sismicité et les structures tectoniques actives actuellement ou dans un passé récent (quelques milliers à quelques millions d'années), sous forme soit de failles sismogènes, soit de domaines sismotectoniques, c'est-à-dire de domaines structuraux où la sismicité peut être interprétée par un mécanisme de déformation global, sous l'action du champ de contrainte régional récent à actuel.

2.2. CARACTÉRISER LEUR ACTIVITÉ

Deux types d'approches sont possibles :

- une démarche probabiliste, qui décrit l'occurrence future des séismes par une loi de distribution des probabilités annuelles de dépassement de certains seuils de magnitude ;

- une démarche déterministe, qui associe à chaque source sismique un séisme maximum et ses caractéristiques (profondeur du foyer, énergie libérée, type de mécanisme à la source). Pour cette dernière, la difficulté majeure réside dans l'estimation fiable du séisme maximal associé à chaque source. Dans la pratique, le séisme maximal est évalué à partir du séisme le plus fort connu historiquement qui est ensuite majoré de façon forfaitaire (passage du Séisme Maximum Historiquement Vraisemblable (SMHV) au Séisme Majoré de Sécurité (SMS)).



L'arrêté du 10 mai 1993 impose le recours à la méthode déterministe, inspirée de la Règle Fondamentale de Sûreté des installations nucléaires (RFS n° I-2c), dans l'évaluation de l'aléa sismique pour les ouvrages à risque spécial.

2.3. QUANTIFIER LA DÉCROISSANCE AVEC LA DISTANCE, DE L'ÉNERGIE LIBÉRÉE PAR CES SOURCES

Elle peut être élaborée de diverses manières :

- par des approches empiriques, basées sur l'exploitation statistique d'enregistrements de mouvements forts du sol. Elles exploitent des corrélations entre des paramètres caractérisant le mouvement du sol (pic d'accélération, intensité ressentie), des paramètres de la source (magnitude, intensité épicentrale, profondeur) et la distance à la source. De nombreux auteurs proposent ainsi des relations d'atténuation de l'accélération du sol ou de l'intensité ressentie avec la distance et la magnitude, établies à partir d'analyses de régression effectuées sur une population d'enregistrements de mouvements forts et/ou de données macrosismiques (intensités ressenties à certaines distances de l'épicentre) ;

- par une exploitation directe des données macrosismiques, lorsqu'elles sont suffisamment nombreuses, présentées sous forme de courbes isoséistes ;

- par des approches théoriques qui couplent des modèles de rayonnement de la source, de propagation en milieu hétérogène et de réponse des sites.



3. Contexte sismotectonique régional

3.1. INTRODUCTION

Figure 1 - Localisation de la zone d'étude dans le sud-ouest du Pacifique.

Les séismes représentés viennent du catalogue du National Earthquake Information Center, ou NEIC (M > 5, 1973-2006). Leur répartition montre la présence des zones de subduction péri-Pacifique. Le territoire de Wallis et Futuna se trouve au nord-ouest de la subduction des Tonga. Le rectangle rouge représente la région d’étude.

Le territoire de Wallis et Futuna est situé au voisinage de la zone de convergence entre les plaques Australie et Pacifique (Figure 1). Cette région représente une zone de déformation étendue incluant les subductions du Vanuatu (ou des Vanuatu) et des Tonga-Kermadec dont les plaques plongeantes se font face (la plaque Australie subduit vers le nord-est et la plaque Pacifique vers le nord-ouest, voir (Figure 1 et Figure 2). Ces subductions bordent des bassins d’arrière-arc en extension (bassin nord fidjien et bassin de Lau). Cette grande zone de déformation est complexe et peut être



séparée en plusieurs microplaques et zones « orogènes » récentes de déformation distribuée (Bird P., 2003, voir Figure 8). Cet auteur qualifie ainsi une région dont la complexité n’est pas modélisée, où le champ de vitesse a plus de degrés de liberté que les données actuelles n’en contraignent (cela peut être le cas des régions de déformation anélastique distribuées). Les taux de convergence rencontrés au niveau des subductions dans cette région sont parmi les plus rapides du globe : 12 cm/an au large de la Nouvelle-Calédonie (Calmant S. et al., 2003), au niveau de la subduction/collision de la ride des Loyautés et jusqu’à 24 cm/an au nord de la subduction des Tonga (Bevis M. et al., 1995, voir Figure 2). Les taux d’ouverture des bassins d’arrière-arc sont également très rapides (pouvant atteindre une dizaine de cm/an (Pelletier B. et al., 1998)). La somme du vecteur convergence au niveau de la fosse et de l’ouverture dans le bassin d’arrière-arc donne le mouvement d’une plaque par rapport à l’autre. À de tels mouvements est associée une sismicité importante et complexe.

Figure 2 - Les fosses du Vanuatu et des Tonga sont en rouge. En vert sont représentés les

systèmes extensifs des bassins d’arrière-arc (Pelletier B. et al., 1998).

NHT = New Hebrides Trench ; TT = Tonga Trench ; NBAT et SBAT = North et South New Hebrides Back-Arc Troughs ; CBAC = Central New Hebrides Back-Arc Compressional zone ; ESR, CSR, WSR, NSR et N160R = rides d’accrétion Est, Centrale, Ouest, Nord et N160°E du Bassin Nord fidjien ; ELSC, CLSC, NWLSC et NELSC = rides d’accrétion Est, Central, Nord-Ouest et Nord-Est du Bassin de Lau ; PR = Ride de Peggy ; FFZ = Zone de Fracture de Fidji ; FP = Plateforme de Fidji ; NC, SC, S, M, E, Ta, Mt, V, T, Nt, Ni et F = îles de Nouvelle-Calédonie, Santa Cruz, Santo, Malekula, Efate, Tanna, Matthew, Vava’u, Tongatapu, Niuatoputapu, Niuafo’ou et Futuna ; VTL = Vitiaz Trench Lineament ; CKL = Conway-Kandavu Lineament ; DER, LyR, LR et SR = rides subduites d’Entrecasteaux, des Loyautés, de Louisville et de Samoa ; WTP = West Torres Plateau.



3.2. RÉGION D’ÉTUDE

Le territoire de Wallis et Futuna comporte trois îles principales, Wallis, Futuna et Alofi (ces deux dernières faisant partie de l’archipel de Horn). La zone d’étude est limitée à 500 km des îles de Wallis et Futuna. En effet, des séismes lointains de forte magnitude peuvent induire une intensité macrosismique non négligeable sur les îles étudiées. Il est raisonnable d’admettre que la présence d’un tremblement de terre même majeur dans des régions plus éloignées ne pourra pas générer de mouvement sismique pénalisant. En effet, le 3 mai 2006, un événement interplaque de magnitude Mw = 7,9 s’est produit à 55 km de profondeur, juste au sud de la région d’étude choisie. Cet événement induit une intensité maximale de VIII (Enquête de l’USGS : http://pasadena.wr.usgs.gov/shake/ous/STORE/Xmgas_06/ciim_display.html), mais la valeur d’intensité la plus proche de la région d’étude le fut dans les îles Samoa, à Apia (I = III), à plus de 400 km de Wallis, selon l’USGS.

Figure 3 - Région d’étude choisie.

La sismicité de magnitude supérieure à 4,8 représentée est extraite des catalogues de l’International Seismological Center et du National Earthquake Information Center. Les frontières de plaques sont en rouge et les vecteurs représentent les mouvements de la plaque Pacifique par rapport à la plaque Tonga (Bird P., 2003).



3.3. PRINCIPALES STRUCTURES TECTONIQUES

La tectonique du sud-ouest du Pacifique est une réponse à la convergence entre les plaques Pacifique et Australie. La plaque Pacifique subduit vers le nord-ouest, des Kermadec au sud jusqu’au nord des îles Tonga. Une tectonique en extension et en coulissage caractérise la région entre la limite nord de l’arc des tonga et le sud de la subduction du Vanuatu. La plaque Australie subduit vers le nord-est au niveau de la subduction du Vanuatu. Les mouvements mis en jeu sont rapides, de l’ordre de la dizaine de centimètres par an (Figure 2).

3.3.1. Subduction des Tonga

Figure 4 - Coupes verticales de sismicité.

La subduction des Tonga-Kermadec, longue de plus de 3 000 km, est le siège de mouvements très rapides, le taux de convergence atteignant 24 cm/an au nord de l’arc des Tonga (Bevis et al., 1995). La lithosphère océanique subduite (Pacifique) date d’environ 120 Ma (Jarrard, 1986). Le panneau océanique plonge avec un pendage d’environ 53° (Isacks et Barazangi, 1977). C’est la région du monde où la sismicité profonde est la plus active. La plaque plongeante est longue et sismique, de manière presque continue, les séismes atteignant des profondeurs de 680 km, avec toutefois un comportement sismogène ralenti entre 250 et 500 km (Figure 4).

La subduction des Tonga est associée à une ouverture rapide en arrière-arc, dans le bassin de Lau, ce qui peut être le signe d’un couplage interplaque modéré (Ruff et



Kanamori, 1980, Uyeda et Kanamori, 1979). En effet, la subduction des Tonga fait partie des subductions montrant un couplage sismique faible, c’est-à-dire que le rapport entre le glissement associé à des séismes et le mouvement tectonique est faible (Conrad et al., 2004). Néanmoins, si le nombre de séismes majeurs à l’interface entre les deux lithosphères subduites est moins important qu’il ne l’aurait été dans un environnement plus couplé, la région subit une sismicité interplaque pouvant atteindre des magnitudes de 8.2 (26 juin 1917 ; Nishenko, 1991 ; Pacheco et Sykes, 1992).

Figure 5 - Grands séismes le long de la marge des tonga-Kermadec entre 1900 et 1987

(Nishenko, 1991). Les magnitudes ont été revues par (Pacheco et Sykes, 1992).

Le mouvement de convergence le long de l’arc des Tonga croit vers le nord, atteignant 24 cm/an au voisinage de la limite nord de la subduction (Figure 3), ce qui représente la vitesse de convergence la plus rapide jamais observée (Bevis et al., 1995). L’azimut des vecteurs convergence le long de l’arc est d’environ N286°E, ce qui est similaire à celui des vecteurs glissement des séismes interplaques superficiels. Par ailleurs, comme la zone interplaque est faiblement couplée (Jarrard, 1986), il semble que la plupart de la convergence observée soit accommodée par des mouvements asismiques. Cependant, un séisme interplaque de magnitude 8,2, similaire à celui de 1917 peut être attendu.

La vitesse de la subduction des Tonga est le résultat de la combinaison entre la convergence Australie-Pacifique et l’ouverture au sein du bassin de Lau (divergence Australie-Pacifique). Des rides d’accrétions parallèles à la marge de la subduction sont nécessaires dans le domaine d’arrière-arc afin d’accommoder les mouvements rapides de la subduction (Figure 2).



La plaque plongeant sous l’arc des Tonga n’est pas plane (Figure 4 et Figure 6), mais suit des courbures perpendiculairement et parallèlement à la fosse (Nothard et al., 1996). On observe en particulier un décrochement de la sismicité profonde vers l’ouest au voisinage de la terminaison nord de l’arc (Fisher et al., 1991).

Figure 6 - Allure de la plaque plongeante.

Les lignes horizontales sont des lignes d’iso-profondeur de la sismicité sur la surface de la plaque plongeante. Les plus grandes profondeurs (jusqu’à presque 700 km) se trouvent à l’Ouest. Les lignes parallèles au pendage sont perpendiculaires aux premières (Nothard et al., 1996).

La subduction des Tonga semble se terminer au nord par un déchirement sur l’ensemble de l’épaisseur de la lithosphère océanique (Millen et Hamburger, 1998). En effet, la sismicité intraplaque de profondeur jntermédiaire s’interrompt brusquement le long d’un axe est-ouest correspondant à la terminaison nord de la subduction. La région passe ainsi d’une subduction rapide (24 cm/an) à un mouvement décrochant senestre le long de la zone de fracture nord fidjienne (Figure 4 et Figure 7). Ce déchirement semble accommodé par des séismes de mécanisme très particulier en déchirement (faille quasi verticale, « tear fault »), dont l’azimut moyen est de 285° (+/- 16°).



Figure 7 - Représentation schématique de la limite nord de la subduction des Tonga

(Millen et Hamburger, 1998).

3.3.2. Bassin de Lau (Figure 1)

Le bassin de Lau est localisé à l’ouest de l’arc des Tonga (Figure 1 et Figure 2). C’est un bassin d’arrière-arc en extension. Au nord de la subduction des Tonga, dans cette région d’étude, deux petites plaques ont été mises en évidence par Zellmer et Taylor (2001) (Niuafo’ou (NI) et Tonga (TO), sur la Figure 8). Des études récentes ont montré que la déformation dans le bassin d’arrière-arc de Lau était distribuée le long de nombreuses rides d’accrétions, ou dorsales, plutôt que diffuse et dominée par des mouvements décrochants (Pelletier B. et al., 1998).

La région d’étude est caractérisée non seulement par une grande variation de la vitesse de subduction le long de l’arc, mais également par de grandes variations du taux d’ouverture le long des centres d’accrétion du bassin. De la même manière que la vitesse de convergence du Pacifique s’accroît vers le nord, les mouvements d’ouverture du bassin s’accroissent vers le nord, atteignant un maximum d’environ 16 cm/an (Figure 2).



Figure 8 - Frontières des plaques Tonga (TO), Kermadec (KE), Niuafo'ou (NI),

Australie (AU) et Pacifique (PA).

Structures extensives : OSR et CRB (Oceanic Spreading Ridge et Continental Rift Boundary) ; compressives : OCB et CCB (Oceanic convergent Boundary et Continental Convergent Boundary); transformantes : CTF, OTF (Continental Transform Fault et Oceanic Transform Fault) ; subduction : SUB ; d’après Bird P. (2003). La région hachurée est qualifiée d’ « orogen », c’est-à-dire une région dont la complexité n’est pas modélisée, où le champ de vitesse n’est pas assez contraint (cela peut être le cas des régions de déformation anélastique distribuées).

Au nord de 18°S, l’ouverture se produit le long de deux systèmes (Figure 2) : d’une part, la ride d’accrétion NW Lau (NWLSC ou « North-West Lau Spreading Center »), connectée à la ride d’accrétion centre Lau (CLSC ou « Central Lau Spreading Center ») par la ride transformante de Peggy (PR), et d’autre part, la dorsale NE Lau,



le long de laquelle un point triple a été identifié (Figure 2, Figure 9 ; Pelletier B. et al., 1998, 2001).

Des mesures GPS montrent une ouverture rapide de 15,9 +/-1 cm/an à travers l’ensemble du bassin de Lau et un taux de convergence de 24 +/- 1.1 cm/an au nord de la marge des Tonga, vers 16°S. La différence entre ces deux taux (8,1 cm/an) est très proche du taux de convergence prédit Pacifique-Australie (environ 8,5 cm/an d’après NUVEL-1A). Mais les linéations magnétiques sont irrégulières et discontinues dans le bassin de Lau, il est donc difficile d’en dégager une carte cinématique régionale et d’estimer les taux d’ouverture le long des dorsales de cette région.

Ces structures ou leur connexion à la grande zone de faille transformante nord-fidjienne sont complexes. Le mouvement décrochant senestre le long de cette zone de déchirement est accommodé par les extensions NW-SE ou WNW-ESE le long d’une série de rides d’accrétion ou de bassins d’ouverture.

3.3.3. Zone de fracture nord fidjienne

Figure 9 - Contexte tectonique de la zone de fracture transformante nord fidjienne

(Pelletier et al., 2001).



Les îles de Futuna et d’Alofi sont situées à proximité de la Zone de Fracture Nord-Fidjienne (NFTZ, représentée sur la Figure 9). Cette zone transformante très active, étendue, longue de 1 500 km et large de 200 km, est à la frontière entre les plaques Australie et Pacifique, entre le nord de la subduction des Tonga et le centre du bassin nord fidjien. Le long de cette zone de fracture, le Pacifique bouge vers l’est à une vitesse de 8,5 cm/an par rapport à la plaque Australie. La zone de fracture nord-fidjienne est composée de deux segments principaux en décrochement senestre séparés par des zones d’ouverture. La faille transformante de Futuna à l’est et la faille transformante Fidji à l’ouest sont séparées par une série de zones extensives parallèles (Figure 9) : la dorsale nord Cikobia (NCSC ou « Nord Cikobia Spreading Center »), la dorsale de Futuna (FSC ou « Futuna Spreading Center ») et la zone volcanique Futuna sud-est (SEFVZ ou « southeast Futuna volcanic zone ») (Figure 9, Pelletier et al., 2001).

Cette frontière de plaque dans son ensemble est un système transformant d’environ 200 km de large. Les orientations des mouvements d’ouverture le long des zones en extension (ENE-WSW à NNE-SSW) ou de convergence au niveau des structures compressives (NW-SE à NNW-SSE) sont en bon accord avec le mouvement actuel senestre le long de cette frontière entre les plaques Pacifique et Australie (Pelletier et al., 2001)

Les îles Alofi et Futuna sont localisées le long de la faille transformante de Futuna (FTF ou « Futuna Transform Fault », Figure 9 et Figure 10). Cette faille représente le segment principal est de la ZFNF, elle semble s’étendre jusqu’à la limite nord-ouest de la subduction des Tonga. La partie centrale de la FTF est constituée par la ride de Futuna-Alofi dont les îles du même nom sont les parties émergées. Cette région est active, comme l’a montré le dernier séisme majeur du 12 mars 1993, Mw = 6,4 (Cabioch et al., 1999 ; Régnier, 1994).

La partie ouest de cette ride est caractérisée par des séismes compressifs, alors que la partie est subit des séismes décrochants. Le changement progressif de l’orientation de la ride vers l’ouest augmente la composante compressive. Les séismes compressifs observés au voisinage de Futuna et la surrection des îles de Futuna et Alofi sont la conséquence d’un processus de raccourcissement lié à cet accident local de la géométrie de la zone de fracture nord-fidjienne (Pelletier et al., 2001 ; Régnier, 1994).



Figure 10 - Carte structurale de la région des îles Futuna et Alofi (Pelletier et al., 2001).



4. Zonage sismotectonique

4.1. INTRODUCTION

La sismicité locale compressive et superficielle des îles Futuna et Alofi peut être assez importante et destructrice, comme le témoigne le séisme du 12 mars 1993 (Mw = 6,4). L’île ressent également des événements décrochants plus éloignés, le long de la zone transformante nord-fidjienne. L’île de Wallis est localisée dans une région sismiquement relativement calme (domaine intraocéanique). Par ailleurs, la région d’étude inclut la zone de subduction très active des Tonga, à laquelle on associe des séismes de magnitude 8,2 et 8,0 en 1917 et en 1919 (Pacheco et Sykes, 1992).

L’évaluation de l’aléa sismique régional du Territoire de Wallis et Futuna s’appuie sur un découpage en unités ou zones sismotectoniques.

La synthèse des données géologiques, géodynamiques et sismologiques permet d’individualiser et de délimiter différentes unités sismotectoniques qui correspondent soit à des structures tectoniques (failles ou systèmes de failles en général), soit à des grands ensembles géologiques et structuraux présentant une sismicité homogène.

4.2. SISMICITÉ HISTORIQUE

Les catalogues de sismicité historiques sont relativement pauvres dans la région d’étude. La base de données Sisfrance qui répertorie les séismes ressentis sur le territoire de Wallis et Futuna, ne fait état que de deux événements ressentis (SisFrance, 2005). Un premier séisme vraisemblablement local fut ressenti avec une intensité V-VI sur l’île de Futuna en 1839. Le séisme local de magnitude Mw = 6,4 qui se produisit au voisinage de l’île de Futuna le 12 mars 1993 fut ressenti de manière uniforme sur toute l’île avec une intensité VIII sur l’échelle de Mercalli (Régnier, 1994).

La mémoire collective des habitants de Futuna garde trace des tsunamis et des séismes sans doute plutôt locaux (Louat et al., 1989), mais une intensité telle que celle associée au séisme de 1993 est peu fréquente (absence de témoignage d’un tel événement). Il semble cependant qu’une crise comparable à celle de 1993 ait eu lieu en 1840. Les séismes superficiels de la zone de fracture nord fidjienne (40-80 km de distance au sud des îles), en majorité issus de décrochements E-W senestres, sont ressentis aux îles de Horn (Futuna et Alofi) sous forme de brèves secousses (Louat et al., 1989).

En outre, différentes compilations de séismes majeurs liés à la subduction des Tonga font état en particulier de deux événements majeurs le 26 juin 1917 et le 30 avril 1919 dans cette région d’étude (Ms = 8,2 et 8,0, d’après Pacheco et Sykes, 1992) (Figure 5).



4.3. RÉGIME DE CONTRAINTE ET SISMICITÉ INSTRUMENTALE

La sismicité de la région d’étude est dominée par la subduction. Parmi les événements associés à la subduction, il est possible de distinguer en premier lieu les événements intraplaques des événements interplaques se produisant au niveau de la zone de contact entre les deux plaques intervenant dans la subduction (Figure 11). Les événements intraplaques peuvent avoir lieu :

- à l’intérieur de la plaque subduite (ici la plaque Pacifique) :

. au niveau du bombement précédant la fosse. Ils sont dans ce cas superficiels et ne dépassent pas les quelques dizaines de kilomètres de profondeur,

. à profondeur intermédiaire (70-300 km de profondeur),

. à grande profondeur (jusqu’à presque 700 km) ;

- au sein de la plaque supérieure, au niveau du bassin d’arrière-arc (bassin de Lau) :

. quelques dizaines de kilomètres de profondeur.

Figure 11 - Coupe schématique de la sismicité d’une zone de subduction.

Le catalogue de l’International Seismological Center (ISC) complété par celui du National Earthquake Information Center (NEIC) pour les événements les plus récents, nous a permis d’avoir une image de la répartition de la sismicité enregistrée depuis 1964. Ce catalogue est complet pour des magnitudes supérieures à environ 5 (Figure 4). Depuis 1976, le catalogue du projet Harvard Centroïd Moment Tensor (CMT) fournit les mécanismes au foyer des séismes dont la magnitude est supérieure à environ 5 (Figure 12, Figure 13, Figure 14 et Figure 15).



Figure 12 - Catalogue de Harvard CMT.

Les mécanismes roses, verts, bleus et jaunes représentent respectivement des séismes décrochants, compressifs, extensifs et de déchirement (failles verticales ou « tear faults »).

Figure 13 - Séismes de magnitude supérieure ou égale à Mw = 7.

Ces événements sont majoritairement associés au phénomène de subduction des Tonga. Certains séismes ont eu lieu à l’intérieur de la plaque plongeante, à grande profondeur (groupe le plus à l’ouest).



Figure 14 - Séismes de profondeur inférieure à 50 km.

Même code de couleur que sur la Figure 12.

Figure 15 - Séismes de profondeur supérieure à 50 km.

Tous les mécanismes sont dessinés de la même couleur, ils montrent une grande complexité du régime de contrainte intraplaque.



4.3.1. Séismes associés au bombement externe précédant la fosse

Les séismes se produisant à l’intérieur de la plaque subduite, au niveau du bombement externe précédant la fosse forment une bande parallèle à la fosse et sont soit en faille normale, soit en faille inverse (mécanismes bleus et verts sur la Figure 14). Ils sont provoqués par le champ de contrainte induit par le phénomène de flexure de la lithosphère entrant en subduction (extension superficielle et compression plus profondément). Ces événements sont distribués le long de la marge jusqu’à la limite nord de la subduction. Les axes de tension et de compression de ces séismes sont perpendiculaires à la marge.

Les séismes ainsi liés au bombement externe peuvent atteindre des magnitudes de Mw = 7,3, comme celui du 2 avril 1977 (Figure 13).

4.3.2. Séismes interplaques

La région des Tonga-Kermadec est caractérisée par un manque d’événements superficiels interplaques répétés connus depuis le début du siècle dernier (Nishenko, 1991) (Figure 5). La zone interplaque est faiblement couplée (Jarrard, 1986) (la part du glissement associé à des séismes par rapport au glissement asismique ou au mouvement tectonique est faible). Il est en effet typique d’une zone de subduction faiblement couplée que les séismes de magnitude supérieure à 7 ne contiennent par d’événements interplaques. En effet, la Figure 13 montre que les séismes de magnitude supérieure à 7 du catalogue de Harvard CMT (1976-2006) sont soit profonds, soit de profondeur intermédiaire ou encore associés au bombement externe ou au déchirement de la lithosphère au nord de la subduction. Toutefois, un séisme interplaque superficiel de magnitude 8,2, similaire à celui de 1917 peut être attendu (Pacheco et Sykes, 1992).

La sismicité interplaque est compressive, plutôt superficielle, elle se produit au niveau de la zone de contact entre la plaque supérieure et la plaque subduite. Elle forme une bande de sismicité parallèle à la fosse des Tonga. Le nombre de séismes semble augmenter vers le nord, avant la fin de la subduction, au niveau où les taux de convergence sont les plus rapides (Figure 14).

4.3.3. Séismes de profondeur intermédiaire

La sismicité intraplaque de profondeur intermédiaire est relativement dense et forme une bande subparallèle à la fosse des Tonga. Elle commence à la fin de la zone de contact interplaque et s’étend jusqu’à 300 km de profondeur. Puis, entre 300 et 550 km de profondeur, la sismicité intraplaque devient plus diffuse avant les plus grandes profondeurs de la plaque plongeante sismiquement très actives (Figure 15).

Cette sismicité s’arrête brusquement à la latitude de l’extrémité de la subduction des Tonga (au nord de 14,5°S), suite au déchirement de la plaque subduite (Figure 4).



Le séisme le plus important enregistré dans cette région fut celui du 8 janvier 2000 (Mw = 7,2). Dans d’autres régions du monde, certains événements intraplaques de profondeur intermédiaire peuvent être plus importants et rompre la totalité de la plaque plongeante, comme par exemple le séisme de Oaxaca au Mexique, en 1931 (Ms = 8).

4.3.4. Séismes profonds

La subduction des Tonga est la région du monde qui subit la sismicité profonde la plus active, jusqu'à 680 km (Isacks et Molnar, 1969). Cette sismicité est complexe.

Cette sismicité intraplaque très intense peut être associée à différents facteurs. En premier lieu, la subduction des Tonga est très rapide, ainsi que l’ouverture d’arrière-arc associée. La plaque Pacifique subduite, vieille d’environ 120 Ma, est relativement froide. Comme elle subducte rapidement, elle est vraisemblablement plus froide à une profondeur donnée que d’autres plaques subduites dans d’autres contextes. Par ailleurs, la plaque plongeante étant courbée, des contraintes liées à la flexure doivent y être importantes. Enfin, une subduction rapide jusqu’à la barrière de 680 km de profondeur empêchant la pénétration de la plaque plongeante, peut également amener des taux de déformations anormaux, donc une activité sismique plus intense.

Parmi les événements notables, s’est produit le 9 mars 1994 un séisme profond de magnitude Mw = 7,6 (z = 564 km), suivi par une séquence de répliques particulièrement importante pour ce type d’événement (McGuire et al., 1997 ; Wiens et McGuire, 2000). Les mécanismes de ces séismes montrèrent des axes de compression avec un plongement vers l’ouest, compatibles avec la sismicité régionale.

4.3.5. Séismes du bassin de Lau

Les séismes du bassin de Lau sont superficiels, en majorité décrochants. Ils semblent se regrouper suivant de larges bandes de sismicité entourant certaines structures du bassin (Figure 14). Un essaim de séismes en faille normale est localisé au sud-est de la région d’étude, au niveau du NELSC (North East Lau Spreading Center, Figure 2 ; Pelletier B. et al., 1998).

Les axes de tension des séismes décrochants du bassin sont cohérents avec ceux des séismes en faille normale (Figure 14) et montrent un régime régional extensif orienté approximativement E-W (Pelletier et Louat, 1989).

Cette sismicité peut dépasser la magnitude 6,5.

4.3.6. Zone de faille transformante nord-fidjienne

Les îles de Futuna et d’Alofi sont situées à proximité de la zone de faille transformante nord-fidjienne. La zone de faille transformante nord-fidjienne est caractérisée par une ceinture de sismicité de 200 km de large, avec un mécanisme décrochant senestre prédominant (des événements en faille inverse se produisent également au voisinage des îles Futuna et Alofi, voir chapitre suivant). La sismicité du catalogue de Harvard



CMT est diffuse le long d’une large bande E-W de sismicité associée à cette zone de fracture nord-fidjienne, au nord du bassin de Lau. Les mécanismes sont décrochants et compatibles avec le mouvement du Pacifique vers l’ouest.

L’événement le plus important enregistré dans cette région se produisit le 13 décembre 2005 (Mw = 6,7).

4.3.7. Séismes locaux compressifs

Les îles de Futuna et d’Alofi subissent régulièrement des séismes superficiels locaux, de magnitude importante : le séisme du 12 mars 1993 (Mw = 6.4) causa la mort de trois personnes et fut destructeur. Ces événements peuvent induire des tsunamis et des glissements de terrain (Cabioch et al., 1999 ; Louat et al., 1989 ; Régnier, 1994). Cette sismicité locale est compressive, associée à la zone étendue de fracture nord fidjienne. Les axes de compression SW-NE sont compatibles avec les axes de compression des séismes décrochants voisins (Louat et al., 1989) ; on observe donc une uniformité du champ de contrainte régional.

Le catalogue de Harvard CMT répertorie quatre séismes de ce type au voisinage de Futuna (parmi lesquels, en 1986 Mw 6, 1993 Mw 6.4 et 1999 Mw 6.3). Cabioch et al. (1999) mentionnent également la présence d’un séisme local le 23 mars 1977 (Mw 6.3). Ces événements sont ceux qui représentent l’aléa sismique le plus important pour les îles du territoire de Wallis et Futuna. Le séisme de 1993 eut lieu à 8 km de profondeur, sur une faille ayant presque atteint la surface, sous la pointe sud-ouest de Futuna (Cabioch et al., 1999). L’observation des mouvements verticaux des coraux a permis à ces auteurs d’estimer une durée totale de l’accumulation des contraintes jusqu’à rupture sismique de 64 +/- 12 ans pour ce type de séismes.

4.3.8. Séismes intraocéaniques

La sismicité localisée sur la plaque Pacifique, en marge des frontières de plaques est très modérée et diffuse (Figure 3). C’est une sismicité superficielle difficile à caractériser en l’absence de champ de contrainte sismogénique loin de toute obstruction de type subduction. Le séisme le plus important enregistré a atteint une magnitude Mw = 5,4 (10 janvier 2002).

4.3.9. Conclusion

Les îles de Futuna et Alofi sont localisées au sein d’un segment en compression de la zone de fracture nord fidjienne sismiquement actif. Cette sismicité locale représente un aléa sismique important. L’île de Wallis est localisée dans une zone sismiquement calme. L’ensemble des îles se trouve dans une région touchée par la subduction des Tonga. La sismicité associée peut être importante, mais assez lointaine des îles de Wallis et Futuna. Enfin, la sismicité du bassin de Lau peut elle aussi être importante même si elle reste distante de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de kilomètres des îles étudiées.



4.4. UNITÉS SISMOTECTONIQUES

Deux zonages ont été réalisés (Tableau 1). Le premier concerne l’activité sismique superficielle de la région (z < 50 km), le second découpe la plaque Pacifique plongeante (z > 50 km), parallèlement à la fosse.

Le zonage sismotectonique superficiel choisi prend en compte à la fois le type de sismicité majoritairement observé dans une région donnée et les structures tectoniques (Figure 16). Ainsi, la région subissant une sismicité liée au bombement externe précédant la fosse est séparée en deux zones. L’une sismiquement active au voisinage direct de la fosse (zone R7), l’autre plus éloignée subissant une sismicité plus diffuse (zone R8). Le bassin d’arrière arc de Lau et la zone de faille transformante nord-fidjienne sont découpés en plusieurs zones (respectivement R2, R5, R6 et R0, R4) en fonction du type de séismes observés et de leur éventuelle concentration le long de structures tectoniques actives.

Figure 16 - Zonage superficiel (z < 50 km).

De la même manière, un zonage de la plaque Pacifique plongeante a été réalisé, isolant les zones de sismicité homogène (Figure 4 et Figure 17). Sont ainsi distinguées : une zone de sismicité profonde active (R12), une zone de sismicité de profondeur intermédiaire active (R10) et une zone de sismicité plus diffuse (R11).



Zone sismotectonique Région Mécanisme

R0 Futuna FI R1 Intraplaque Pacifique - R2 Est Bassin Fidjien calme - R3 Ouest Bassin Fidjien diffus SS R4 Nord Bassin Fidjien actif SS R5 Sud-Ouest Bassin Fidjien actif SS R6 Sud Est Bassin Fidjien actif FN R7 Bombement Avant Arc actif FN+FI plus profonds R8 Bombement Avant Arc diffus divers R9 Subduction Interplaque Tonga FI

R10 Subduction intra-slab intermédiaire actif divers R11 Subduction intra-slab Intermédiaire diffus divers R12 Subduction intra-slab profond divers R13 Nord subduction interplaque Tonga Déchirement

Tableau 1 - Régions du zonage sismotectonique réalisé.

FI : faille inverse, FN : faille normale, SS : décrochement.

Figure 17 - Zonage de la lithosphère subduite.



5. Approche probabiliste

5.1. ALÉA PROBABILISTE ET RÉGLEMENTATION

Dans les années 1990, à l’occasion du programme initié par l’ONU intitulé Décennie Internationale de la Prévention des Catastrophes Naturelles (DIPCN), des études d’évaluation de l’aléa sismique probabiliste à l’échelle mondiale ont été lancées pour une période de retour de 475 ans. Il s’agit en particulier du projet GSHAP (Global Seismic Hazard Assessment Program). Ce travail a permis de déterminer le niveau d’aléa sismique pour cette région du Pacifique. Il n’avait pas pour objectif d’être intégré dans une réglementation mais a été mené à titre d’information.

Depuis ces études préliminaires menées dans les années 1990, des études probabilistes complètes ont été effectuées pour la France Métropolitaine et les Antilles pour le compte du MEDD. La future réglementation parasismique française établie dans le cadre des Eurocode 8 se basera principalement sur ces études probabilistes. Les territoires français du Pacifique ne sont pour le moment pas concernés par cette réglementation. Cependant, par analogie avec ce qui a été fait pour la France métropolitaine et les Antilles, des études probabilistes actualisées sont nécessaires afin d’appréhender l’aléa sismique dans ces territoires. La présente étude demandée par le MEDD entre dans ce cadre. Elle ne revêt aucun caractère réglementaire, mais peut déboucher sur une politique de prévention parasismique dans ces régions.

5.2. CALCUL D’ALÉA PROBABILISTE

5.2.1. Méthodologie et logiciel de calcul

L’évaluation de l’aléa sismique par l’approche probabiliste consiste à calculer le taux annuel de dépassement d’une intensité (ou d’une accélération) en un site pour une période de retour donnée.

Dans l’approche développée par Cornell (1968), l’activité sismique est supposée aléatoire à la fois dans le temps et dans l’espace. On modélise des zones sources à l’intérieur desquelles la probabilité d’occurrence d’un séisme est la même en tout point de la zone et à tout moment. Les zones sources sont choisies sur la base de critères géologiques, tectoniques ou de données de sismicité instrumentale ou historique.

Le calcul d’aléa sismique probabiliste est effectué avec le logiciel CRISIS version 2003 développé par M. Ordaz et al. (2003) à l’Université de Mexico.

Les sources sismiques sont représentées sous forme de surfaces polygonales. Une intégration spatiale est effectuée de manière à tenir compte de toutes les positions possibles des foyers à l’intérieur de la source.



Le taux annuel de dépassement d’une accélération a pour une source i est donnée par l’expression suivante :

( )( ) ( )dmRMaA

dM

Mda ij

M

M

i

jiji

u

w ,Pr

0

>

−−= ∫∑

λν

où :

- M0 et Mu sont, respectivement, les plus petites et les plus grandes magnitudes considérées dans l’analyse,

- Pr(A > a | M, Rij)) est la probabilité qu’une accélération dépasse la valeur a sur le site, pour une distance Rij et une magnitude M. Rij sont les distances entre le site et tous les sous-éléments j pris en compte pour la source i,

- Wij est une pondération associée à chaque sous-élément j de la source i (Σj wij = 1)

La contribution de N sources est alors :

( ) ( )aaN

i

i∑=

=1

νν

La courbe d’aléa ν(a) est obtenue en faisant ces calculs pour une série de valeurs de a.

5.2.2. Modèle de sismicité

Le modèle de sismicité pris en compte pour chaque zone source est un modèle statistique de Poisson : chaque séisme est indépendant des autres. Cette condition n’est respectée que si les catalogues de sismicité de référence ne contiennent pas les répliques ou précurseurs des séismes principaux.

À chaque point de la zone source est associée une probabilité identique d’occurrence d’un séisme de magnitude M fixée.

Le taux annuel de séismes de magnitude supérieure ou égale à M est donné par la formule suivante :

( ) uMM

MM

MMMee

eeM

u≤≤

−

−=

−−

−−

00 ,0

0

ββ

ββ

λλ

où :

- λ0 est le taux annuel de séismes de magnitude supérieure à la magnitude minimale considérée M0 ;

- β est un paramètre équivalent à la pente b de la relation de Gutenberg et Richter (1944) (β = b* ln(10)) ;

- Mu est la magnitude maximale possible pour cette zone source.



La densité de probabilité correspondante pour une magnitude M peut alors s’exprimer sous la forme :

( ) ( )uMM

M

MMMee

e

dM

MdMp

u

≤≤−

=−=−−

−

000ββ

β

βλλ

Les paramètres sismiques nécessaires au calcul pour chaque zone sont donc

- les magnitudes minimales et maximales M0 et Mu,

- les taux annuels λ0 de séismes de magnitude supérieure à M0,

- la pente β de la relation fréquence – magnitude.

5.2.3. Interprétation probabiliste des relations d’atténuation

En général, pour une magnitude et une distance donnée, l’accélération A est une variable aléatoire qui suit une distribution log-normale avec une valeur médiane Amédian(m,r) et un écart type du logarithme naturel σ. Un modèle d’atténuation peut donc être décrit de façon complète par une relation de la forme :

(1) Log(A) = Log(Amédian (m,r)) + εσ εσ εσ εσ

Le paramètre ε décrit une fonction de probabilité gaussienne Φ caractérisée par Amédian et l’écart type σ:

(2) ( ) e2

2

1

2

1 ε

πε

−=Φ avec

σε

= médianAAlog

La probabilité qu’une intensité A dépasse une valeur a est donnée par la relation :

(3) ( )( )

0,,

ln1

1,Pr ≥

Φ−=> a

RMAm

aRMaA

σ

Pour le calcul de cette probabilité, on tient compte de la gaussienne dans sa totalité. La prise en compte de la totalité de la distribution n’est pas réaliste, il est préférable de tronquer la gaussienne à 2 ou 3 écarts types. La probabilité est alors donnée par la relation :

(4)

où K est le nombre de déviations standards pris en compte.



Dans CRISIS (2003), les relations d’atténuations sont introduites sous formes de tables contenant :

- des valeurs Am(M,R) pour des intervalles réguliers de distances et magnitude ;

- les valeurs d’incertitudes σ de la loi log-normale ;

- le paramètre K indiquant si le calcul doit tronquer la gaussienne à Kx σ ou non.

Les valeurs Am(M,R) sont interpolées à partir des tables, les probabilités Pr (A > a | M, R) sont calculées à partir de la relation (4).

Dans cette étude, on prendra K = 3 pour toutes les relations d’atténuation (gaussienne tronquée à 3 écarts types)

5.2.4. Procédure d’intégration spatiale dans CRISIS

Chaque source sismique est ici représentée sous forme d’une surface polygonale en 3D (la surface est définie par des points de coordonnées (longitude, latitude et profondeurs). La source sera subdivisée en sous-éléments de forme triangulaire dont la taille dépendra de la distance entre le sous-élément et le point de calcul de l’aléa.

Une fois partagée en sous-sources, CRISIS assimile la sismicité associée à ce sous-élément comme une source ponctuelle. L’intégration spatiale d’une source est alors remplacée par la somme des contributions de chaque sous-source ponctuelle.

Deux paramètres permettent de limiter la subdivision de la source :

- la taille minimale du triangle (valeur par défaut 11 km) ;

- le rapport distance minimale/taille du triangle (valeur par défaut 3 km).

Autour d’un point de calcul donné, le nombre de sous-éléments sera élevé avec des surfaces petites à courte distance. La taille des sous-éléments sera de plus en plus grande lorsque la distance augmente. La Figure 18 montre un exemple de subdivision pour une source carrée et un point de calcul situé au centre de la source.

Figure 18 - Découpage des sources en sous-éléments triangulaires dans CRISIS (2003).



Pour cette étude, nous avons conservé les valeurs par défaut du programme.

5.2.5. Procédure du calcul d’aléa probabiliste

Pour aboutir à des cartes d’aléa sismique probabiliste quatre principales étapes de calcul sont nécessaires :

Étape 1 : Description et délimitation spatiale de chaque zone source

À partir du contexte géodynamique et sismotectonique décrit dans les chapitres 3 et 4, 14 zones ont été définies. Les caractéristiques utilisées pour le calcul sont résumées dans le paragraphe 5.3 (Tableau 2, Tableau 3 et Tableau 5).

Étape 2 : Évaluation des caractéristiques sismiques de chaque zone source

Cette évaluation nécessite un certain nombre de traitements :

- choix des catalogues de sismicité et homogénéisation des magnitudes ;

- filtrage des répliques et précurseurs ;

- évaluation des périodes de temps pour lesquels les catalogues sont complets ;

- calculs des paramètres d’activité λ0 et β.

Ces traitements sont décrits dans le paragraphe 5.4.

Étape 3 : Choix des modèles d’atténuation à utiliser

Une analyse des modèles est faite au paragraphe 5.5.

Étape 4 : Calcul des accélérations spectrales

Les paramètres définis au cours des étapes 1 à 3 sont introduits dans le logiciel de calcul. Des paramètres généraux de calculs indépendants des sources sont définis. À l’issue du calcul, des cartes d’aléa sont produites pour chaque période spectrale et pour une période de retour de 475 ans.

Ces traitements sont décrits dans le paragraphe 5.6.

5.3. SOURCES SISMIQUES

5.3.1. Délimitations des zones

Le zonage défini au chapitre 4 comprend 11 sources superficielles et 3 sources de subduction profonde listées dans le Tableau 2 et représentées sur les Figure 19 et Figure 20.



Figure 19 - Carte des zones sources superficielles.

Figure 20 - Carte des zones sources de subduction profonde.



Code Région Superficie

(km2) Profondeur

(km)

R0 Futuna 12 750 10

R1 Intraplaque Pacifique 383 900 15

R2 Est Bassin Fidjien calme 20 850 15

R3 Ouest Bassin Fidjien diffus 117 600 15

R4 Nord Bassin Fidjien actif 159 600 20

R5 Sud-Ouest Bassin Fidjien actif 65 840 20

R6 Sud-Est Bassin Fidjien actif 52 700 20

R7 Bombement Avant Arc actif 42 780 20

R8 Bombement Avant Arc diffus 29 620 15

R9 Subduction Interplaque Tonga 49 020 25

R10 Subduction In-slab intermédiaire actif 95 870 50-350

R11 Subduction In-slab Intermédiaire diffus 151 400 350

R12 Subduction In-slab profond 98 540 500

R13 Nord subduction interplaque Tonga 16 080 25

Tableau 2 - Superficie et profondeur des zones sources.

La zone 1 au nord correspond à une région intraplaque Pacifique associée à une faible sismicité diffuse.

La subduction de la plaque Pacifique sous le bassin de Lau est représentée par les zones 9 et 13 pour la surface de contact interplaque et les zones 10, 11 et 12 pour la subduction profonde. La subduction est bordée à l’Est par un bombement avant-arc représentée par les zones 7 (forte activité sismique) et 8 (activité sismique diffuse).

La vaste région à l’Ouest de la Subduction dans le bassin fidjien est constituée de plusieurs plaques tectoniques (cf. Figure 3). Elle a été partagée en 6 régions en fonction des particularités de la sismicité. Dans la région 0 autour de Futuna, les mécanismes de chevauchement sont dominants alors que la région 4 est caractérisée par des mécanismes de décrochement. Au Sud, les zones 5 et 6 ont une activité sismique importante. La zone 3 est caractérisée par une sismicité diffuse. La zone 2 est faiblement active.

5.3.2. Catalogues de sismicité

Un critère important dans une étude probabiliste est l’homogénéité du catalogue de sismicité utilisé. Dans ce but, quelques tests ont été effectués afin de déterminer le catalogue de données publiques le plus complet sur la zone étudiée. Il ressort de ces tests préliminaires qu’il s’agit du catalogue compilé par l’ISC (International



Seismological Centre), qui fournit beaucoup plus d’événements, notamment de petits séismes, que les catalogues USGS/NEIC (National Earthquake Information Center) ou CMT Harvard par exemple.

Le catalogue principal utilisé est ainsi celui de l’ISC pour les années 1964-2002. Il a été complété par le catalogue USGS/NEIC pour les années récentes de 2003 à 2005. Les données couvrent donc au final la période du 1er janvier 1964 au 31 décembre 2005. Les données macrosismiques sont trop peu nombreuses pour être prises en compte sur cette région essentiellement marine. Elles ont principalement servi à contraindre la magnitude maximale.

La région couverte est située entre les latitudes 11°S et 19°S et les longitudes 179°E et 171°W (Figure 21).

Figure 21 - Sismicité 1964-2005 à l’intérieur de la zone d’étude.

Il existe également un catalogue de sismicité instrumentale de l’ISC pour la période 1903-1963 et les magnitudes M > = 6,0. Pour la région concernée, ce catalogue contient 73 séismes de magnitude Ms entre 6,0 et 8,3. Il est cependant difficilement utilisable pour le calcul de l’activité sismique en complément du catalogue 1964-2005 :



- pour les données antérieures à 1950, les hypocentres sont trop peu précis. En outre ces incertitudes rendent difficile le filtrage des répliques et précurseurs des événements les plus forts. On risque donc de faire une mauvaise répartition de forts séismes dans les zones sources ;

- les magnitudes de ce catalogue sont données à titre indicatif et ne sont pas validées par l’ISC. On peut difficilement évaluer leur niveau de fiabilité ;

- certains séismes sont signalés dans la bibliographie régionale de sismicité historique mais sont absents de ce catalogue de sismicité instrumentale. Ce dernier n’est probablement pas complet sur cette période.

Aussi avons-nous choisi de ne pas prendre en compte ces données pour la caractérisation de l’activité sismique des zones sources.

5.3.3. Profondeurs des sources sismiques

Les sources sismiques sont représentées sous forme de surfaces polygonales. Pour les zones superficielles, ces surfaces sont horizontales, placées à la profondeur moyenne de la sismicité attendue dans ces zones. Celles-ci sont fixées à 25 km pour la zone de contact interplaque, 20 km dans les zones sismiques actives avant arc et arrière-arc (cf. Tableau 2).

CRISIS permet la représentation de la surface polygonale en 3D. La plaque plongeante peut alors être modélisée comme une surface avec des profondeurs variables simulant le pendage de la subduction. Les coupes sur la Figure 22 ci-dessous montrent que la sismicité descend jusqu’à 700 km de profondeur. La subduction profonde a été modélisée avec 3 zones :

- R10 : un plan incliné entre 50 et 300 km ;

- R11 : une surface horizontale à une profondeur moyenne de 350 km ;

- R12 : une surface horizontale à une profondeur de 500 km.

R11 et R12 sont assimilés à des plans horizontaux. Les sources de la zone R11 sont situées à des distances hypocentrales de plus de 350 km, avec une influence très faible par rapport aux autres sources plus proches. La prise en compte d’un plan incliné entre 300 et 400 km ne change pas le résultat. La zone R12 est située à la limite de la distance de prise en compte des sources pour le logiciel de calcul (500 km). Quelle que soit la géométrie du modèle de cette zone, elle n’est pas prise en compte dans le calcul car trop éloignée.

Pour les zones de sismicité plus diffuse (région R1, R2, R3 et R8) la profondeur moyenne adoptée est de 15 km.

Enfin dans la région R0, autour de Futuna, la sismicité superficielle est placée à une profondeur de 10 km.



Figure 22 - Coupes de la subduction.

5.3.4. Magnitude minimale

Toutes les magnitudes exprimées ici sont données en magnitude de moment Mw couramment utilisée par les modèles d’atténuation les plus récents.

La magnitude minimale M0 prise en compte pour le calcul d’aléa est fixée arbitrairement. On prend généralement une magnitude suffisamment élevée pour répondre à deux critères :

- un séisme de cette magnitude peut produire des dommages légers ;

- la magnitude est au-dessus du seuil de détection des catalogues de sismicité utilisés.

On prend ici M0 = 5,0 qui est une valeur standard dans les études d’aléa probabiliste.

5.3.5. Magnitudes maximales

À l’intérieur de chaque source, on détermine une magnitude Mmax qui est supposée ne pas pouvoir être dépassée. Mmax est obtenue en majorant la magnitude du plus fort séisme observé dans les catalogues de sismicité instrumentale et historique.



Pour les séismes les plus récents, postérieurs à 1975, la magnitude de référence prise en compte est la magnitude de moment Mw donnée par le catalogue CMT Harvard (HVD). Pour les autres, antérieurs à 1975, la référence est prise dans les catalogues de l’ISC.

La durée d’observation est courte, particulièrement dans cette zone du Pacifique. Les observations macrosismiques sur quelques îles ne permettent pas d’avoir une information fiable sur les foyers des gros séismes antérieurs au XXe siècle. On ne connaît que les intensités observées sur quelques îles ce qui est insuffisant pour indiquer la provenance du séisme (subduction superficielle ou profonde, avant-arc, arrière-arc…). La sismicité instrumentale des catalogues de l’ISC 1904-1963 est elle aussi peu précise.

Dans le Tableau 3, nous avons reporté les séismes les plus forts de chaque zone sur la période 1964-2005.

Code Région Date Lat. Long. Z Mw Source Mmax1 Mmax2

R0 Futuna 12/03/1993 -14.3 -178.09 10 6.3 HVD 6.8 6.8

R1 Intraplaque Pacifique 03/10/1995 -13.77 -171.25 10 5.2 ISC mb=5.1 5.7 5.7

R2 Est Bassin Fidjien calme 02/08/1977 -18.32 -175.37 33 5.2 ISC mb=5.2 5.7 5.7

R3 Ouest Bassin Fidjien diffus 16/11/1979 -16.72 -179.97 11 6.8 HVD 7.3 7.3

R4 Nord Bassin Fidjien actif 13/12/2005 -15.04 -178.43 15 6.7 HVD 7.2 7.3

R5 Sud-Ouest Bassin Fidjien actif 17/09/1983 -16.67 -177.24 16 6.5 HVD 7 7.3

R6 Sud-Est Bassin Fidjien actif 31/10/2000 -18.01 -174.79 15 6.2 HVD 6.7 7.3

R7 Bombement Avant-Arc actif 02/04/1977 -16.77 -171.91 50 7.3 HVD 7.8 7.8

R8 Bombement Avant-Arc diffus

3/02/1980 -17.74 -171.24 33 6.3 HVD 6.8 6.8

R9 Subduction Interplaque Tonga 26/06/1917 -15.5 -173 35 8.3 ISC

Ms=8.3 8.8 8.3

R10 Subduction In-slab intermédiaire actif 08/01/2000 -16.84 -173.81 162 7.2 HVD 7.7 8.1

R11 Subduction In-slab Intermédiaire diffus

28/04/2001 -18.07 -176.68 367 6.8 HVD 7.3 8.1

R12 Subduction In-slab profond 09/03/1994 -17.69 -178.11 568 7.6 HVD 8.1 8.1

R13 Nord subduction interplaque Tonga 01/09/1981 -15.02 -173.16 20 7.5 HVD 8 8.0

Tableau 3 - Séismes les plus forts observés et magnitudes maximales.

Pour compenser le manque d’observation et se prémunir de la possibilité que des séismes plus forts que ceux actuellement connus puissent survenir, on prend Mmax = Mmax observé + 0,5. Cette valeur est reportée dans la colonne Mmax1 du Tableau 3.

Pour la subduction interplaque (zone R9) la magnitude maximale observée est 8.3 en 1917. Pour cette magnitude, on est aux limites du domaine de validité des relations d’atténuations (8,2 pour Youngs et al., 1997). Selon la relation empirique de Wells et Coppersmith (1994), elle aussi au-delà de la limite de validité de 8,1, la longueur de



rupture serait de l’ordre de 320 km soit déjà pratiquement la longueur de la zone R9 (limitée à 380 km du nord au Sud). Une majoration de 0,5, soit Mmax = 8,8 n’est ici pas envisageable, car on serait d’une part bien au-delà des longueurs de rupture cohérentes avec la dimension de la zone, d’autre part dans des extrapolations de relations d’atténuation en dehors de leurs domaines de validité.

Une autre alternative pour éviter les sous-estimations possibles de l’aléa lié à ce paramètre, est de regrouper les zones sources par type structural. Mmax est uniformisée à 7.3 dans tout le bassin fidjien (régions R3 à R6), à 8,1 pour la subduction profonde (régions R10 à R12). Les régions R9 et R13 ont un contexte tectonique proche, mais on garde une magnitude maximale de 8 pour la région 13. Celle-ci est trop petite pour produire une magnitude supérieure. Ces valeurs sont reportées dans la colonne Mmax2 du Tableau 3.

5.4. ACTIVITÉ DES ZONES SOURCES

5.4.1. Uniformisation des magnitudes

Les catalogues peuvent contenir des magnitudes mb, Ms ou Mw. Elles ont toutes été converties en Magnitude de moment Mw en utilisant les relations suivantes :

- Conversion Ms � Mw :

. Mw = 0,7 Ms + 1,8 pour Ms <= 6,

. Mw = Ms pour Ms compris entre 6,0 et 8,0,

. Mw = 8,5 si Ms >= 8,0 (aucun cas observé ici) ;

- Conversion mb � Mw :

. Mw = mb si mb <= 5.0,

. Mw = (mb-5,0)/0,6 +5,0 pour mb compris entre 5,0 et 6,2,

. Pour mb >= 6,2, Mw est recherchée par la valeur Mw calculée par Harvard ou NEIC.

Dans le cas des événements pour lesquels plusieurs magnitudes sont disponibles, des ordres de priorité ont été utilisés selon les gammes de magnitude considérées. Par exemple pour un événement dont le catalogue ISC fournit une magnitude principale mb et une magnitude secondaire Ms, la magnitude Mw est obtenue par conversion de la magnitude mb si cette dernière est inférieure à 6,0 et à partir de la magnitude Ms dans le cas contraire. La magnitude Mw ainsi obtenue par conversion peut être différente de celle mentionnée dans le catalogue CMT Harvard.

Pour les séismes les plus importants, la magnitude Mw obtenue par conversion d’une autre magnitude (Ms ou mb) a été remplacée par la valeur Mw du catalogue CMT Harvard. Cette opération a en particulier été effectuée pour tous les séismes dont la magnitude Mw (CMT Harvard) est supérieure à 7,0 et pour tous les séismes du catalogue ISC dont la magnitude mb est supérieure à 6,2.



Pour l’évaluation de la magnitude maximale dans chaque zone, la référence sera prioritairement la magnitude Mw de CMT Harvard, et si non disponible, celle du catalogue de l’ISC.

5.4.2. Filtrage des précurseurs et répliques

Une des hypothèses de calcul de l’aléa probabiliste est que la sismicité suit une loi statistique de Poisson. Dans une zone sismique donnée, les séismes sont indépendants les uns des autres et se répartissent spatialement de façon aléatoire.

Il est donc nécessaire d’éliminer du catalogue les répliques et les précurseurs des séismes.

Il existe pour cela différents algorithmes de filtrage :

- algorithme de Reasenberg (1985) ;

- algorithme de Grünthal (1985) ;

- algorithme de Gardner et Knopoff (1974) ;

- algorithme d’Uhrhammer (1986).

Ces différents algorithmes ont été appliqués au catalogue de sismicité à l’aide du logiciel Zmap (version 6.0) développé par l’ETH Zürich.

La méthode de Reasenberg (1985) est basée sur un algorithme qui permet de séparer sismicité dépendante et indépendante. Plusieurs paramètres permettent de définir les groupes d’événements dépendants ou ‘clusters’. Ces paramètres ont été calibrés par défaut sur des données californiennes. Une étude de sensibilité sur ces paramètres a montré que dans le cadre de cette étude les deux paramètres qui avaient la plus grande importance sur le résultat sont les marges d’erreurs que l’on attribue sur la détermination de la localisation et de la profondeur des événements. Ces valeurs ont été choisies respectivement à 25 km et 15 km pour cette étude.

Cet algorithme permet ainsi de retenir 32 590 sur 35 166 événements.

Les trois autres méthodes utilisent des fenêtres spatiales et temporelles prédéfinies. La taille « spatiale » de ces fenêtres est liée au temps par une fonction prédéfinie. Tous les séismes situés à l’intérieur d’une fenêtre spatiale pour un événement donné et dans une fenêtre temporelle dépendante de la fenêtre spatiale sont considérés comme appartenant au même ‘cluster’ et seul l’événement principal est alors conservé. Les relations entre les fenêtres spatiales et temporelles ont été définies par défaut pour des catalogues de séismes californiens (Gardner et Knopoff) et européens (Grünthal et Uhrhammer). On obtient des résultats assez variables selon les algorithmes utilisés : avec l’algorithme de Gardner et Knopoff, 13 399 données sont conservées sur 35 166 ; avec l’algorithme de Grünthal, 7 313 données sont conservées sur 35 166 ; avec l’algorithme d’Uhrhammer, 26 196 données sont conservées sur 35 166.



Cependant, pour une région de subduction aussi active que cette région du Pacifique, trop d’événements sont considérés comme dépendants par rapport au contexte européen. La taille des fenêtres spatiales et temporelles a donc été réduite de moitié avec l’algorithme de Grünthal (1985), selon la procédure utilisée dans l’étude d’aléa probabiliste de Vanuatu de Suckale et al., 2005.

Avec ces nouveaux paramètres, 20 008 événements sont conservés sur 35 166 soit 57 % des données. Ceci correspond bien aux résultats de Reasenberg pour la Californie (58 % d’événements à conserver) et aux observations qui indiquent généralement une proportion de 50-60 % d’événements principaux à conserver. Ce chiffre des événements à conserver inclut tous les événements indépendants ainsi que l’événement principal de chaque cluster identifié.

5.4.3. Classes de magnitudes pour lesquels le catalogue est complet

L’évaluation est effectuée sur l’ensemble du catalogue dans lequel les répliques et précurseurs ont été filtrés. Pour une classe de magnitude donnée, on représente sur un graphique le nombre cumulé d’événements sismiques en fonction de la date. La classe de magnitude est estimée complète si la courbe ainsi obtenue a une pente approximativement constante.

Les résultats sont représentés sur le Tableau 4 et Figure 23 :

Classe de magnitude de moment

Complet depuis

4,0-4,2 1995 4,3-4,5 1995 4,6-4,8 1964 4,9-5,1 1964 5,2-5,4 1964 >= 5,5 1964

Tableau 4 - Classes de magnitude et dates à partir desquelles le catalogue est considéré complet.



Figure 23 - Nombre cumulé de séismes par classe de magnitude.

Le catalogue est estimé complet depuis 1964 pour les magnitudes supérieures ou égales à 4,6. Pour les magnitudes entre 4,0 et 4,5, la rupture de pente est très nette à partir de 1995.

5.4.4. Caractérisation des paramètres d’activité sismique

Dans chaque zone source, la sismicité peut être caractérisée par la relation fréquence magnitude de Gutenberg et Richter (1944) :

Log N = a – Bm

où N est le nombre de séismes de magnitude supérieure ou égale M.

Pour le calcul de l’aléa probabiliste nous utilisons plutôt les paramètres ν(M) et β qui sont liés aux paramètres a et b par la relation suivante :

νννν (M) = exp (αααα – ββββ M) = 10 a-bM

ν(M) représente le taux annuel de séismes de magnitude supérieure ou égale à M et

ββββ = b x ln(10)

Le calcul des paramètres de sismicité sera effectué en utilisant la méthode de Weichert (1980). C’est une méthode de maximum de vraisemblance, issue d’une généralisation des méthodes de Aki (1965) et Utsu (1965) et capable de gérer des taux calculés sur des périodes de temps qui varient avec la magnitude.

Les résultats sont présentés dans le Tableau 5 et en annexe 2.



Code Région Superficie

(km2) ββββ err ββββ b err b νννν(5) err νννν νννν(5)/km2 nb

R0 Futuna 12 750 2,56 0,36 1,11 0,16 0,14 0,02 1.14E-05 37

R1 Intraplaque Pacifique 383 900 3,55 0,30 1,54 0,13 0,14 0,02 3.58E-07 83

R2 Est Bassin Fidjien calme 20 850 3,39 0,30 1,47 0,13 0,18 0,02 8.86E-06 95

R3 Ouest Bassin Fidjien diffus 117 600 3,71 0,18 1,61 0,08 0,33 0,02 2.84E-06 233

R4 Nord Bassin Fidjien actif 159 600 2,37 0,09 1,03 0,04 2,48 0,01 1.55E-05 544

R5 Sud-Ouest Bassin Fidjien actif

65 840 2,52 0,11 1,09 0,05 1,39 0,08 2.12E-05 346

R6 Sud-Est Bassin Fidjien actif 52 700 2,41 0,11 1,05 0,05 1,54 0,08 2.92E-05 350

R7 Bombement Avant-Arc actif 42 780 1,89 0,11 0,82 0,05 1,58 0,10 3.70E-05 238

R8 Bombement Avant-Arc diffus 29 620 3,46 0,31 1,50 0,14 0,12 0,02 4.12E-06 68

R9 Subduction Interplaque Tonga 49 020 1,82 0,06 0,79 0,03 4,72 0,18 9.63E-05 673

R10 Subduction In-slab intermédiaire actif 95 870 1,61 0,06 0,70 0,03 5,52 0,21 5.76E-05 671


151 400 2,33 0,09 1,01 0,04 2,17 0,10 1.44E-05 462

R12 Subduction In-slab profond 98 540 1,97 0,06 0,85 0,03 5,01 0,18 5.09E-05 800

R13 Nord subduction interplaque Tonga 16 080 1,51 0,10 0,66 0,05 1,90 0,13 1.18E-04 214

Tableau 5 - Paramètres d’activité sismique des zones sources.

ν(5) représente le taux annuel de séismes dont la magnitude est supérieure ou égale à 5. ν(5)/km2 est le taux annuel par unité de surface.

Le nombre de séismes utilisés pour la détermination des paramètres, caractérisant l’activité sismique pour chaque zone, est donné dans la colonne nb. Ce nombre varie de 37 à 800.

Pour la plupart des régions, les incertitudes sur β sont inférieures à 10 % et sur le taux annuel d’activité ν inférieures à 12 %. La région R0 (Futuna) a des marges d’erreurs plus fortes 14 % pour β, 17 % pour ν. Ceci est vraisemblablement dû en raison d’une part du plus faible nombre de séismes statistiquement moins représentatif et d’autre part d’une rupture de pente de la loi Gutenberg-Richter. À partir de la magnitude 5, le comportement s’apparente au modèle caractéristique décrit par Youngs et Coppersmith (1985) (cf. annexe 2).

L’activité sismique la plus forte se situe dans la région R13, à l’extrémité nord de la subduction des Tonga. L’activité sismique la plus faible est dans la région 1 : zone océanique intrapacifique (300 fois moins élevée que dans la région R13). Dans les zones de subduction interface et intra plaque plongeante jusqu’à 300 km de profondeur, la pente b est faible : elle varie entre 0,66 et 0,79. Dans les zones de subduction profonde, b augmente (1,0 dans la région R11 à 350 km de profondeur,



0,85 dans la région R12 à 500 km de profondeur. Le bombement avant arc actif a une pente b = 0,8 proche de celle de la subduction interface. Dans les zones actives du bassin fidjien (régions R4, R5, R6) et la région de Futuna (R0), b est relativement homogène autour de 1,0 (1,03 à 1,11). Enfin, dans les zones de faible sismicité (régions R1, R2, R3 et R8), la pente b est de l’ordre de 1,5 (1,47 à 1,61).

5.5. RELATIONS D’ATTÉNUATION DES MOUVEMENTS SISMIQUES

Il n’existe pas de modèle d’atténuation régional spécifique pour les régions de Vanuatu-Fidji et Tonga.

Dans la zone ouest-Pacifique des modèles ont été développés pour la Nouvelle-Zélande dont les plus récents sont décrits par Zao et al. (1997) et McVerry et al. (2006). Cependant, leur validité pour les zones actives des Fidji et Tonga n’a jamais été testée.

Pour l’aléa probabiliste de Vanuatu, Suckale et al. (2005) utilisent arbitrairement 4 modèles généraux dans une approche de type arbre logique :

- les modèles de subduction de Youngs et al. (1997) et de Crouse (1991) ;

- les modèles Takahashi et al. (2000) et Lussou et al. (2001) établies à partir de données japonaises.

Ces deux derniers ne sont cependant applicables qu’à des profondeurs superficielles. De plus, ils prédisent des accélérations horizontales maximales du sol (pga) beaucoup moins élevées que les deux premiers modèles.

5.5.1. Modèles pour la subduction

Un des modèles d’atténuation les plus classiques utilisé pour la subduction est le modèle d’Youngs et al. (1997). Il utilise deux relations distinctes pour les séismes interplaque ou intraplaque plongeante. L’écart type associé à la loi log-normale est relativement fort. Le domaine de validité en magnitude est compris entre Mw = 5 et Mw = 8,2.

Le modèle le plus récent est celui d’Atkinson et Boore (2003). Il a été élaboré à partir d’une base de données de mouvements forts plus étendue, intégrant les données compilées par Crouse et al. (1991) et rajoutant des données supplémentaires provenant des régions Cascadia, Japon, Mexique et Amérique centrale. Comme Youngs et al. (1997), le modèle utilise deux relations distinctes pour les séismes interplaques ou « in-slab ». Le domaine de validité du modèle est large, pour des magnitudes Mw de 5 à 8,5 et des distances de plusieurs centaines de kilomètres. Le modèle impose une profondeur fixée à 100 km pour les événements les plus profonds. La distance prise en compte est la plus courte distance à la surface de faille.

Il existerait des différences importantes d’amplitude de mouvements d’une région à une autre. Pour en tenir compte, Atkinson et Boore (2003) ont appliqué à leur modèle



des facteurs de correction régionaux pour le Japon et Cascadia. Ainsi, un séisme de magnitude 7.0 à 150 km de distance situé à une profondeur de 100 km produirait une accélération horizontale maximale du sol moyenne (pga) de 51 mg à Cascadia, 115 mg au Japon, 88 mg pour le modèle général.

Pour cette étude, nous avons comparé les courbes d’atténuation des modèles d’Youngs et al. (1997) et d’Atkinson et Boore (2003) sans facteur de correction régional.

Les Figure 24 et Figure 25 montrent ces courbes pour des magnitudes 6, 7 et 8.

Figure 24 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher pour subduction

interplaque à 25 km de profondeur, modèles d’Youngs et al. (1997) et Atkinson et Boore (2003.)

En interplaque, le modèle Atkinson et Boore (2003) donne des valeurs de pga beaucoup plus faibles que Youngs pour les magnitudes autour de 6 ou moins. Pour les magnitudes 8, Atkinson et Boore (2003) et Youngs et al. (1997) donnent des valeurs à peu près similaires au-delà de 100 km. Atkinson et Boore (2003) est plus atténué à courtes distances.

En intraplaque plongeante, le modèle Atkinson et Boore (2003) donne des valeurs beaucoup plus élevées qu’avec celui de Youngs et al. (1997) entre 100 et 300 km de distance. L’atténuation avec la distance est plus élevée avec Atkinson et Boore (2003).



Figure 25 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher pour subduction

intraplaque profonde à 100 km de profondeur, modèles d’Youngs et al. (1997) et Atkinson et Boore (2003)

La prise en compte des écarts types de ces modèles va accentuer les différences. Atkinson et Boore (2003) est une loi log-normale avec un écart type faible de 0,25 à 0,3. Youngs et al. (1997) présente des écarts types de 0,65 à 0,8. Les valeurs d’accélération calculées à un ou plusieurs écarts types au-delà de la valeur médiane seront beaucoup plus élevées pour Youngs et al. (1997). Le choix de l’un ou l’autre des modèles va fortement influer sur le calcul d’aléa.

Bien que généraliste, le modèle d’Atkinson et Boore (2003) nécessite un facteur de correction régional pour caler les niveaux d’accélérations. Or, ce facteur de correction régional n’est pas connu pour cette zone du Pacifique Sud.

Il n’y a actuellement pas d’argument permettant de choisir quel modèle est plus adapté. Youngs et al. (1997) restant pour l’instant le modèle général le plus utilisé pour la subduction, c’est celui que nous avons choisi pour cette étude.

5.5.2. Modèles pour les zones actives superficielles

Pour les zones actives superficielles de nombreux modèles ont été proposés, les plus couramment utilisés étant élaborés à partir de données d’Amérique du Nord ou d’Europe et Moyen-Orient. Nous avons comparé ici les modèles Sadigh et al. (1997) et Ambraseys et al. (2005) développé à partir de données de zones actives superficielles d’Europe et du Moyen Orient. À courte distance, le modèle Ambraseys et al. (2005) donne des valeurs d’accélération horizontale maximale du sol (pga) comparables à



Sadigh et al. (1997). L’atténuation avec la distance est cependant moins forte pour le modèle d’Ambraseys et al. (2005) (cf. Figure 26).

Figure 26 - Accélération maximale horizontale du sol (pga) au rocher pour les zones actives

superficielles, modèles d’Ambaseys et al. (2005) et de Sadigh et al. (1997).

Là encore, il peut y avoir de fortes variations d’un modèle à l’autre particulièrement au-delà de 100 km.

Nous avons ici choisi arbitrairement le modèle Sadigh et al. (1997).

5.6. CALCUL DES ACCÉLÉRATIONS SPECTRALES

5.6.1. Paramètres généraux du calcul

Le calcul est effectué sur une grille de points espacés de 0.1° entre 175.6°W et 178,7°W et entre 12,8°S et 14,7°S.

Six périodes sont prises en considération : pga (T = 0 s), 0,1 s, 0,2 s, 0,4 s, 1 s et 2 s.

La distance maximale de prise en compte des sources sismiques est fixée à une valeur par défaut de 500 km. En effet, les courbes d’atténuation présentées au paragraphe 5.5. montrent que même pour une magnitude 8, les accélérations maximales du sol n’excèdent pas 10 à 20 mg. Il en est de même pour les périodes spectrales comprises entre 0,1 et 2 s.

Les valeurs d’accélérations spectrales horizontales sont données pour une période de retour égale à 475 ans, c'est-à-dire que la probabilité qu’elles soient dépassées en 50 ans est de 10 %.



5.6.2. Cartes des accélérations spectrales

Des cartes d’aléa pour chaque période spectrale ont été tracées avec des courbes d’iso-accélérations tracées tous les 10 mg jusqu’à 300 mg, puis avec un espacement plus large de 20 mg au-dessus de 300 mg. Un exemple de la carte pour l’accélération PGA en taille réduite est illustré en Figure 27. Les cartes sont reproduites en annexe 3.

Les niveaux d’aléa croissants sont représentés par des couleurs allant du jaune au mauve. Un aléa très faible en dessous de 70 mg est représenté en jaune clair ; un aléa faible entre 70 et 110 mg en orange clair, un aléa modéré entre 110 et 160 mg en orange foncé, un aléa moyen entre 160 et 300 mg en rouge, enfin un aléa fort au-dessus de 300 mg en mauve. Ces définitions de niveau et leurs limites en accélération du sol sont inspirées de la carte d’aléa sismique de la France proposée en 2005 par le Groupe d’Étude et de Proposition pour la Prévention du risque sismique (GEPP).

Figure 27 - Isovaleurs de l’accélération horizontale maximale du sol en mg

pour une période de retour de 475 ans.

Les accélérations horizontales maximales du sol (pga) croissent globalement du nord-ouest vers le sud-est.

Autour de Futuna et Alofi, la région correspondant à la zone R0 du zonage présente un aléa relativement homogène entre 260 et 280 mg. Au nord de Futuna, l’aléa décroît assez rapidement lorsqu’on passe sur la zone intraplaque Pacifique peu sismique.



Autour de Wallis, cette décroissance de l’aléa est moins forte car on reste dans un secteur influencé par les sources sismiques de la subduction située au Sud-Est. À Wallis, l’aléa est plus faible qu’autour de Futuna et Alofi avec des accélérations horizontales maximales du sol de l’ordre de 170 mg.

5.6.3. Tests de sensibilité aux paramètres

Des choix arbitraires ont été effectués pour les modèles d’atténuation à utiliser et l’évaluation de la magnitude maximale dans chaque zone. Pour évaluer la sensibilité du résultat à ces paramètres, une série de tests a été effectuée sur 2 sites à Futuna (178,136°W, 14,295°S) et à Wallis (176,207°W, 13,270°S).

a) Test 1 : magnitudes maximales

Nous avons effectué deux calculs : l’un avec Mmax majoré de 0.5 par rapport à la magnitude maximale observée dans chaque zone séparément ; l’autre avec Mmax majoré de 0.5 par rapport à la magnitude maximale observée dans des zones regroupées selon les similitudes de type tectonique. Les valeurs choisies sont celles des colonnes Mmax1 et Mmax2 du Tableau 3. Les résultats sont représentés dans le Tableau 6.

Test Description Futuna

PGA (mg) 475 ans

Wallis PGA (mg) 475 ans

Réf. : Mmax calculée séparément pour chaque zone 271,3 176,2

1 Mmax calculée avec regroupement tectonique de zones 290.8 209,3

2 Mmax majorée à 8.1 dans la zone R10 uniquement 276,5 202,9

Tableau 6 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) en mg au rocher à Futuna et Wallis lors des tests de sensibilité à la magnitude maximale.

Le regroupement tectonique des zones a pour effet d’augmenter l’aléa sur les 2 sites. Il fait passer la magnitude maximale de la région R10 de 7,7 à 8,1. Si on change uniquement la magnitude maximale de cette zone, on obtient les résultats de la ligne 2 du Tableau 6. Il en ressort que la valeur de l’aléa à Wallis va être essentiellement influencée par la valeur de la magnitude maximale de la région 10.

b) Test 2 : relations d’atténuation

Le résultat final est obtenu avec les modèles d’Youngs et al. (1997) en subduction et Sadigh et al. (1997) en zones actives superficielles. On teste ici les modèles d’Atkinson et Boore (2003) et Ambraseys et al. (2005) en regardant les différentes combinaisons possibles. Les résultats des tests sont représentés dans le Tableau 7.



Test Description Futuna

PGA (mg) 475 ans

Wallis PGA (mg) 475 ans

Réf. :

Modèle Sadigh et al. (1997) pour sources actives superficielles Modèle Youngs et al. (1997) pour zones de subduction superficielles et profondes

271,3 176,2

1

Modèle Sadigh et al. (1997) pour sources actives superficielles Modèle Atkinson et Boore (2003) pour zones de subduction superficielles et profondes

260,0 62,1

2

Modèle Ambraseys et al. (2005) pour sources actives superficielles Modèle Youngs et al. (1997) pour zones de subduction superficielles et profondes

172,0 173,8

3

Modèle Ambraseys et al. (2005) pour sources actives superficielles Modèle Atkinson et Boore (2003) pour zones de subduction superficielles et profondes

129,4 54,5

Tableau 7 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) en mg au rocher à Futuna et Wallis lors de tests de sensibilité aux relations d'atténuation.

Pour le test 1, la relation Atkinson et Boore (2003) fait diminuer très fortement l’aléa à Wallis. À Futuna, plutôt concerné par la sismicité superficielle proche, l’aléa change peu. Inversement dans le test 2, le remplacement du modèle Sadigh et al. (1997) par Ambraseys et al. (2005) fait diminuer l’aléa sur Futuna mais a peu d’influence sur l’aléa à Wallis. La combinaison des relations Ambraseys et al. (2005) et Atkinson et Boore (2003) dans le test 3 donne des niveaux faibles sur les deux îles à la fois.

Le choix du modèle d’atténuation va fortement influer sur l’évaluation d’aléa. Ces différences s’expliquent ici surtout par les écarts types sur les modèles.

Prenons le cas d’un séisme superficiel (profondeur 10 km) de magnitude Mw = 6.0 à 20 km de distance. Le modèle Sadigh et al. (1997) prédit une accélération horizontale maximale du sol (pga) de 114 mg. L’écart type est ici σ = 0,55. À un écart type au-dessus de la valeur médiane, l’accélération monte à 198 mg, à 2 écarts types, elle passe à 342 mg. Dans les mêmes conditions, le modèle Ambraseys et al. (2005) donne une accélération médiane à peine plus faible : 91 mg. Mais ici, l’écart type n’est plus que de 0,28. Ainsi, l’accélération à un écart type au-dessus de la valeur médiane est autour de 120 mg, à 2 écarts types à 158 mg.

En conséquence, si la probabilité d’occurrence des séismes rend possible le fait que pour une période de retour de 475 ans une magnitude 6 à 20 km de distance puisse produire une accélération à deux écarts types, au-dessus de la valeur médiane, alors selon le modèle choisi, l’accélération correspondante est 342 mg pour Sadigh et al. (1997), 158 mg pour Ambraseys et al. (2005).

On a le même phénomène pour les modèles de subduction. Prenons le cas de Wallis avec une magnitude 7,0 possible à 220 km de distance et 100 km de profondeur. Youngs et al. (1997) prédit un PGA de 31 mg en valeur médiane, 85 mg à un écart



type, 181 mg à deux écarts types. Atkinson et Boore (2003) prédit dans les mêmes conditions 31 mg, 57 mg et 107 mg.

Il faut rappeler ici que l’écart type σ sur les modèles d’atténuation des différents auteurs traduit la variabilité intrinsèque des données utilisées (nombre, nature et contexte tectonique) à leur élaboration. Comme il n’existe pas à ce jour de relation d’atténuation spécifique de cette région, nous avons opté pour un choix plutôt conservatif.

5.7. ANALYSE ET DISCUSSIONS

a) Comparaison avec GSHAP

Le projet GSHAP (Global Seismic Hazard Assessment Program), sous l’égide de la Décennie Internationale pour la Prévention des Catastrophes Naturelles (DICPN) a permis de tracer une carte mondiale d’aléa sismique probabiliste pour une période de retour de 475 ans. La zone étudiée fait partie de la région 10 de ce programme comprenant l’Australie, la Nouvelle-Zélande, les îles Fidji, le Vanuatu, les îles Salomon, la Papouasie Nouvelle Guinée, l’Indonésie et les Philippines. McCue (1999) décrit le contexte tectonique, les données et études utilisées pour obtenir la carte d’aléa. Il y a peu d’informations concernant les zones de subduction du Vanuatu, de Tonga et les zones avoisinantes. La carte de la région 10 résulte du regroupement de plusieurs études régionales vraisemblablement complétées par des modèles très simplifiés entre les différentes zones couvertes par ces études.

Les valeurs numériques de l’aléa pour une période de retour de 475 ans pour certains des points qui nous intéressent sont reproduites dans le Tableau 8.

Site pga GSHAP

(mg) pga cette étude

(mg) Longitude Latitude

Wallis 200 176 -176,2 -13,3 Futuna 200 271 -178,1 -14,3

Tableau 8 - Accélération horizontale maximale du sol (pga) au rocher sur Wallis et Futuna obtenu par GSHAP.

Pour Wallis et Futuna, GSHAP donne des valeurs identiques de PGA pour les 2 îles alors que le contexte sismotectonique et le niveau de sismicité montrent clairement que l’aléa devrait être plus fort à Futuna et Alofi qu’à Wallis. GSHAP donne un ordre de grandeur moyen de l’aléa régional mais ne permet pas une vision fine des variations de l’aléa à l’échelle du Territoire de Wallis et Futuna.

b) Comparaisons avec la sismicité ressentie

Il existe peu d’informations sur la sismicité ressentie (ou macrosismicité) à Wallis et Futuna en dehors des travaux de Louat et al. (1989) et Régnier (1994) et du développement récent de la base de données SisFrance http://www.sisfrance.net /Caledonie/.



Nous n’avons aucune référence de séisme ayant occasionné des dommages à Wallis. Le séisme intraplaque Pacifique le plus proche est celui du 3 janvier 1978 (12.,7°S, 175,95°W, mb = 5,0 ISC) de magnitude 5 à 60 km de distance. La zone intraplaque plongeante R10 pourrait produire des magnitudes supérieures à 7 à 180-200 km de distance. Or le séisme de magnitude 7 ou plus le plus proche connu de cette zone est à 400 km (séisme du 7 décembre 1999, Mw = 7,0, ISC). Le séisme de subduction de magnitude supérieure à 5.0 le plus proche de Wallis est celui du 23 décembre 1974 (MS = 5,6) à 180 km. La région R4 (Nord Bassin Fidjien Actif) pourrait produire des magnitudes 7,0 à 80 km de distance. Or le plus gros séisme de cette zone le plus proche de Wallis est celui du 23 février 2004 avec Mw = 6,3 à 180 km de distance.

La sismicité instrumentale connue montre que des séismes peuvent être ressentis à Wallis. Cependant, ils n’ont pas été suffisamment puissants ou proches pour faire des dégâts. Les paramètres sismiques calculés pour les sources R4 et R10 montrent que des séismes plus forts et plus proches que ceux observés sont possibles.

À Futuna, le séisme du 12 mars 1993 (Mw = 6,3) a causé la mort de 3 personnes et des dégâts conséquents sur toute l’île. L’intensité atteinte serait de VIII sur l’échelle de Mercalli (Régnier, 1994 ; SisFrance, 2006). En mai 1840, une crise sismique d’importance comparable a été décrite par Chanel (1960). On peut citer également le séisme du 23 Mars 1986, plus éloigné, localisé au Sud d’Alofi fortement ressenti à Futuna mais sans dégât notable (Louat et al., 1989). L’accélération horizontale maximale du sol (pga) de 271 mg pour une période de retour de 475 ans est compatible avec ces observations.

c) Courbes d’aléa et spectres probabilistes

À partir des résultats obtenus pour les différentes périodes spectrales, on peut obtenir des spectres probabilistes en tout point. Deux exemples sont montrés pour des points situés sur Futuna (Figure 28) et Wallis (Figure 29) (voir aussi annexe 3).

Ces spectres ne représentent pas le spectre d’un séisme réel, mais les niveaux d’accélérations qui peuvent être atteints ou dépassés sur le site pour la période de retour de 475 ans pour chaque période spectrale.

Pour Futuna, l’accélération horizontale maximale de pic (pga) est à un niveau d’environ 270 mg. Le maximum est attendu à 0,2 seconde de période (600 mg). Le spectre redescend au niveau de la valeur du PGA pour une période de 0,75 seconde environ.

Pour Wallis, l’accélération horizontale maximale de pic (pga) est à un niveau d’environ 175 mg. Le maximum est obtenu à 0,2 sec (385 mg) et reste élevé à 0,4 seconde (340 mg).Le spectre est un peu plus large que pour Futuna : on redescend à la valeur du PGA à une seconde de période environ.



Futuna

0,001

0,010

0,100

1,000

10,000

1 10 100 1000

accélération (mg)

tau

x an

nu

el d

e d

épas

sem

ent

T=475 ans

Futuna

0

100

200

300

400

500

600

700

0,0 0,5 1,0 1,5 2,0

Période (sec.)A

ccél

érat

ion

sp

ectr

ale

(mg

)

Période (s) Accélération (mg) 0,0 271 0,1 535 0,2 601 0,4 426 1,0 188 2,0 92

Figure 28 - Courbe d'aléa et spectre probabiliste pour Futuna.

Wallis

0,001

0,010

0,100

1,000

10,000

1 10 100 1000

accélération (mg)

tau

x an

nu

el d

e d

épas

sem

ent

T=475 ans

Wallis

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

0,0 0,5 1,0 1,5 2,0

Période (sec.)

Acc

élér

atio

n s

pec

tral

e (m

g)

Période (s) Accélération (mg)

0,0 176 0,1 305 0,2 384 0,4 342 1,0 177 2,0 92

Figure 29 - Courbe d'aléa et spectre probabiliste pour Wallis.



d) Niveaux d’aléa et incertitudes

Si on reprend les mêmes définitions de niveau d’aléa faible, modéré, moyen et fort de la carte d’aléa sismique de la France proposée en 2005 par le Groupe d’Etude et de Proposition pour la Prévention du risque sismique (GEPP), l’aléa sismique probabiliste à 475 ans est un aléa moyen pour l’ensemble du territoire (Tableau 9).

Aléa Mouvement du sol région moyen 160 mg < accélération < 300 mg Wallis, Futuna, Alofi

Tableau 9 - Niveau d'aléa à 475 ans.

Du fait de leur faible superficie, il n’y a pratiquement pas de variation de l’aléa à l’intérieur de chaque île.

Pour Futuna et Alofi, le niveau d’aléa est similaire avec une accélération PGA de 270 mg pour une période de retour de 475 ans. Ce niveau d’aléa est contrôlé essentiellement par la sismicité proche superficielle représentée par la zone source R0.

À Wallis, le niveau obtenu semble élevé (170 mg). Le niveau d’aléa est contrôlé par la subduction intermédiaire (profondeurs 50 à 300 km) pouvant se produire à des distances épicentrales de 150 à 200 km et représentée par la zone R10. Dans cette région source fortement active, la magnitude maximale attendue est Mw = 7,7, et la pente de la relation de Gutenberg-Richter est b = 0,7. Ces caractéristiques rendent possible un séisme de cette magnitude à 200 km de distance de Wallis sur la période de retour de 475 ans. La relation de distribution du modèle d’atténuation d’Youngs et al. (1997) présente des écarts types élevés. L’accélération de 170 mg à Wallis peut s’expliquer par un séisme produisant des accélérations entre 1 et 2 écarts types au-dessus de la valeur médiane du modèle.

Ces évaluations reposent cependant sur les hypothèses suivantes :

- la sismicité instrumentale des quarante dernières années, issue des catalogues de l’ISC et du NEIC est représentative de la sismicité possible sur 475 ans ;

- les magnitudes maximales estimées dans chaque zone source ne sont pas sous évaluées ;

- les modèles d’atténuation utilisés sont des modèles généraux, en l’absence de modèles régionaux adaptés existants.

Les comparaisons des modèles d’atténuations effectuées au paragraphe 5.5 montrent qu’au-delà de 100 km de distance, les modèles peuvent donner des valeurs médianes d’accélération relativement différentes pour un même couple magnitude/distance. Ces différences sont encore accentuées lorsqu’on prend en compte les écarts types de chaque modèle. À Wallis, où les sources à l’origine des accélérations les plus fortes sont éloignées, le calcul d’aléa sera sensible au choix du modèle. De plus, ces sources étant fortement actives, la magnitude maximale sera elle aussi un paramètre sensible.



Le choix arbitraire de modèle d’atténuation, comme le choix de la méthode d’évaluation de la magnitude maximale (évaluée séparément dans chaque zone source, ou à partir de regroupement de zones par similarité de contexte tectonique) entraîne des incertitudes sur le résultat de l’évaluation d’aléa qu’on appelle incertitudes épistémiques. Elles se rajoutent aux incertitudes aléatoires résultant des marges d’erreurs sur les estimations des paramètres d’activité sismique (pente β, taux annuel de séismes ν, profondeur des séismes dans la zone source…).

L’impact de ces incertitudes sur le résultat ne peut être évalué correctement que par une approche d’arbre logique couplée avec une méthodologie de propagation des incertitudes de type Monte Carlo. Cette méthode permettrait également de hiérarchiser l’influence des différents paramètres et ainsi de connaître les priorités en matière d’étude, si on souhaite affiner l’évaluation d’aléa.

Ainsi, il paraît souhaitable que cette étude puisse être complétée par une analyse des incertitudes à partir d’une approche de type arbre logique.



6. Approche déterministe

6.1. CONTEXTE RÉGLEMENTAIRE

La réglementation française concernant le risque sismique a été initiée par la loi n° 87-565 du 22 juillet 1987 relative à l'organisation de la sécurité civile, à la protection de la forêt contre l'incendie et à la prévention des risques majeurs, avec en particulier son article 41 concernant le risque sismique. Elle a été suivie par :

- le décret n° 91-461 du 14 mai 1991 relatif à la prévention du risque sismique ;

- l'arrêté du 10 mai 1993, fixant les règles parasismiques applicables aux installations soumises à la législation sur les installations classées.

6.1.1. Le décret n° 91-461 du 14 mai 1991

Paru au Journal Officiel du 17 mai 1991, il introduit la distinction entre deux catégories d'ouvrages :

- la catégorie dite « à risque normal » comprend les bâtiments, équipements et installations pour lesquels les conséquences d'un séisme demeurent circonscrites à leurs occupants et à leur voisinage immédiat (article 3) ;

- la catégorie dite « à risque spécial » comprend les bâtiments, équipements et installations pour lesquels les effets sur les personnes, les biens et l'environnement, de dommages même mineurs résultant d'un séisme, peuvent ne pas être circonscrits au voisinage immédiat desdits ouvrages (article 6).

Ce décret fait implicitement référence au « nouveau zonage sismique de la France » (Despeyroux et Godefroy, 1986) dont il reprend le découpage du territoire national en cinq zones de sismicité croissante : zones 0, Ia, Ib, II et III, en vue de l'application des règles parasismiques de construction aux ouvrages « à risque normal ». Ce zonage est basé essentiellement sur les données de sismicité historique, pondérées par la prise en compte de données sismotectoniques. Le décret fournit également une classification de ces ouvrages en fonction de leur destination et du risque associé. L'annexe du décret indique la répartition des départements, arrondissements et cantons par rapport aux cinq zones de sismicité, selon le découpage administratif du 1er janvier 1989.

6.1.2. L'arrêté du 10 mai 1993

Paru au Journal Officiel du 17 juillet 1993, il fixe les règles parasismiques applicables aux installations soumises à la législation sur les installations classées pour la protection de l'environnement. La mise en œuvre de la démarche imposée par cet arrêté est explicitée par la circulaire d'application du 27 mai 1994, adressée aux préfets



par la Direction de la Prévention des Pollutions et des Risques du Ministère de l'Environnement (DPPR/SEI). Cette circulaire reprend en partie la méthode préconisée par la Règle Fondamentale de Sûreté n° I-2c pour déterminer les mouvements sismiques à prendre en compte pour la conception des centrales nucléaires comportant un réacteur à eau sous pression. La RFS a été instaurée le 1er octobre 1981 par le Service Central de Sûreté des Installations Nucléaires du Ministère de l'Industrie.

L'arrêté du 10 mai 1993 préconise une évaluation de l'aléa sismique selon une démarche déterministe. Il impose que sur chaque site d'installation classée, soit évalués :

- les Séismes Maximaux Historiquement Vraisemblables (SMHV), à partir d'une analyse sismotectonique régionale, basée sur l'exploitation de données géologiques et sismiques. Dans cette démarche, on considère que des séismes de même type que les plus forts connus, rattachés à une structure active ou à un domaine tectonique homogène, sont susceptibles de se reproduire dans l'avenir, avec la même intensité, en tout point de cette structure ou de ce domaine. En conséquence, les SMHV sont obtenus à partir des séismes les plus forts connus, ou séismes de référence, déplacés au sein des unités sismotectoniques auxquelles ils appartiennent, de sorte qu'ils soient en position la plus pénalisante en terme d'intensité engendrée sur le site considéré ;

- les Séismes Majorés de Sécurité (SMS) et leur caractérisation par un spectre de réponse d'oscillateur simple sous l'action du mouvement du sol. Les spectres de réponse sont utilisés pour le dimensionnement de nouvelles installations ou pour la vérification d'installations existantes. Dans le cas général, l'intensité du SMS est déduite de celle du SMHV par une augmentation d'un degré, en utilisant les unités de l'échelle MSK∗, et sous réserve que cette majoration reste compatible avec les données géologiques et sismiques.

Toutefois, lorsque les ouvrages considérés sont situés dans les zones de sismicité 0 et Ia, définies par le décret du 14 mai 1991 pour la prévention sismique des ouvrages « à risque normal », l'arrêté du 10 mai 1993 prévoit la possibilité de caractériser directement le SMS par un spectre de réponse forfaitaire défini en annexe de cet arrêté. Celui-ci est alors calé à des niveaux différents d'accélération selon que l'ouvrage est situé en zone de sismicité 0 (calage à 1,5 m/s2 au minimum) ou en zone de sismicité Ia (calage à 2,0 m/s2). Cependant, cette démarche n'est plus applicable, si le Préfet dispose d'études locales mettant en évidence des différences notables entre les spectres des SMS auxquels elles conduisent et le spectre forfaitaire.

6.2. DÉMARCHE DÉTERMINISTE

La démarche adoptée pour le zonage sismique déterministe des îles Wallis et Futuna, comprend les étapes successives suivantes :

∗ MSK : échelle d'intensité portant le nom de ses auteurs (Medvedev, Sponheuer, Karnik, 1964)



- la première étape correspond à l'analyse sismotectonique, qui permet de définir et de délimiter les sources sismiques qui correspondent à des structures sismogènes ou à des domaines sismotectoniques. Notre étude se base sur les résultats obtenus dans le chapitre concernant le zonage sismotectonique (chapitre 4) ;

- la seconde étape consiste à choisir parmi les plus forts séismes connus ceux qui servent de référence pour déterminer le Séisme Maximal Historiquement Vraisemblable, attaché à chaque unité sismotectonique. Le choix se fait essentiellement au vu de l'intensité épicentrale, de la profondeur focale et de la magnitude des séismes les plus forts, associés aux diverses unités sismotectoniques. Les notions de « séisme proche » d'un site (distance focale d’une dizaine de kilomètres environ) et de « séisme lointain » (distance focale > 10 km) introduites en 1981 par la RFS I-2c, ont été reprises en partie dans la circulaire d'application de l'arrêté du 10 mai 1993. C'est pourquoi, il arrive que l'on ait à déterminer deux SMHV pour une même unité sismotectonique : un SMHV « proche », dont la profondeur focale est de l’ordre d’une dizaine de kilomètres, et un SMHV « lointain » de profondeur focale supérieure à 10 km, sauf si ce SMHV lointain ne peut produire que des effets négligeables par rapport à ceux susceptibles d'être engendrés par le SMHV proche, et inversement ;

- la troisième étape concerne l'atténuation de l'énergie sismique rayonnée par les sources. Le plus souvent, on utilise des relations empirico-statistiques établies pour des régions à contexte tectonique spécifique. Les relations d'atténuation peuvent être établies pour un ensemble de données enregistrées dans le monde entier ou pour une sélection correspondant à une région spécifique, comme par exemple l'Ouest des Etats-Unis ou les zones de subduction. Il est préférable autant que possible de choisir des relations établies pour un domaine sismotectonique similaire à celui caractérisant la région où le calcul doit être effectué. Suivant l'origine des données, les échelles d'intensité choisies dans les relations d'atténuation peuvent être l'échelle MSK ou l'échelle Mercalli modifiée (MM). Ces deux échelles sont supposées très voisines (Murphy et O'Brien, 1977) ;

Toutefois, lorsque l'on dispose des cartes d'isoséistes des séismes de référence, ces dernières sont utilisées directement pour définir l'atténuation des intensités des SMHV en fonction de la distance à l'épicentre.

- la quatrième étape permet de calculer les intensités susceptibles d'être induites par ces séismes sur un site donné, en prenant en compte l'atténuation de l'énergie sismique. Conformément à l'arrêté du 10 mai 1993, la position des SMHV à considérer doit être la plus pénalisante pour chaque site. Ceci entraîne, d'une part, une position à la verticale du site pour le ou les SMHV internes à l'unité contenant le site, d'autre part, une position la plus proche du site pour les SMHV externes à cette unité. Les valeurs d'intensité ISMHV les plus pénalisantes pour le site considéré sont finalement retenues ;

- au cours de la cinquième étape, le passage des intensités ISMHV aux intensités ISMS est effectué selon la formule de majoration simple suivante : ISMS = ISMHV + 1 (intensités MSK), après qu'ait été vérifiée la compatibilité de l'intensité ISMS avec les dimensions de la source sismique.



Figure 30 - Démarche adoptée pour la réalisation du zonage sismique.

L'organigramme de la Figure 30 résume les étapes successives de la démarche adoptée, qui se décompose de la manière suivante :

A - analyse sismotectonique et synthèse en vue de la définition des zones sources : carte des unités sismotectoniques ;

B - détermination et calcul des intensités ISMHV et ISMS, pouvant se décomposer en :

- préparation des données nécessaires au calcul :

. délimitation des zones sources à partir de la carte des unités simplifiées,

. caractérisation des séismes de référence et des SMHV,

. détermination des relations d'atténuation ou schématisation des cartes d'isoséistes,



- calcul des intensités induites par les SMHV (ISMHV) pour les séismes proches et lointains,

- calcul des ISMS pour les séismes proches et lointains ;

C - production des cartes d'intensité :

- cartes d'iso-intensités SMHV, résultant des séismes proches et lointains,

- cartes d'iso-intensités SMS, résultant des séismes proches et lointains.

6.3. ZONAGE SISMOTECTONIQUE

Le zonage utilisé est le même que celui défini au chapitre 4 avec 11 sources superficielles et 3 sources de subduction profonde (Figure 16 et Figure 17).

6.4. RELATIONS D’ATTÉNUATION DES INTENSITES MACROSISMIQUES

Tout séisme susceptible de se produire à une distance focale supérieure à une dizaine de kilomètres du site est considéré comme source lointaine. Lorsque le séisme de référence est externe à l'unité sismotectonique du site, l'intensité du SMHV sur le site est calculée à partir de l'atténuation de l'intensité ressentie en fonction de la distance minimale envisageable entre le SMHV et le site.

Il n’existe pas de modèle d’atténuation régional spécifique à la région des îles Wallis et Futuna. À partir d’une sélection de relations existantes, celle qui reproduit au mieux les observations est la relation de Dowrick (1992), établie pour la région de la Nouvelle-Zélande. En utilisant la magnitude Mw d'un séisme, cette relation permet de calculer l'intensité I (MM), en un point situé à une distance focale Rh de la source :

I = 2,18 + 1,411 Mw – 0,00439 Rh – 2,709 log10 Rh

Son domaine de validité en magnitude est large : Mw de 5 à 7,8.

Le Tableau 10 montre la comparaison entre les résultats obtenus par la relation d’atténuation de Dowrick (1992) et les observations obtenues à partir de la base de données SisFrance (www.sisfrance.net/Caledonie) et la consultation de publications pour 11 séismes situés à proximité des îles Wallis et Futuna. Lorsque cela est possible, un indice de fiabilité est associé à chaque valeur d’intensité observée. Ces indices sont définis par SisFrance :

- A : intensité sûre ;

- B : intensité assez sûre ;

- C : intensité incertaine. Bien que les intensités observées et déduites sont exprimées dans des échelles différentes (respectivement intensité MSK et MM), celles-ci sont très semblables et leur comparaison reste valable pour la gamme d’intensité considérée.



intensité observée

date latitude longitude magnitude de moment

Mw

distance focale au lieu

d’observation (km)

indice de fiabilité

intensité (MSK)

intensité déduite

(MM) (Dowrick,

1992)

écart absolu entre

intensités

06/07/1981 -22,3 170,9 7,5 795 - II I-II 0,5

03/12/1990 -22,5 166,7 5,6 60 - VI V 1

24/02/1991 -22,7 166,8 5,3 59 - VI IV-V 1,5

12/03/1993 -14,3 178,1 6,3 14 - VII-VIII VIII 0,5

16/05/1995 -23,1 170 7,7 377 - III-IV IV-V 1

21/05/1997 -20,4 169,3 6,7 352 C V III-IV 1,5

04/01/1998 -22,3 171,1 7,4 349 B III-IV IV 0,5

04/01/1998 -22,3 171,1 7,4 440 B III-IV III-IV 0

04/01/1998 -22,3 171,1 7,4 476 B IV III-IV 0,5

04/01/1998 -22,3 171,1 7,4 491 B III-IV III-IV 0

04/01/1998 -22,3 171,1 7,4 594 B III-IV II-III 1

19/02/1999 -22,5 166,7 4,2 62 B IV III 1

02/01/2002 -17,8 167,9 7,2 63 C VII VII 0

02/01/2002 -17,8 167,9 7,2 523 A III III 0

27/12/2003 -22 169,8 7,3 260 C III-IV IV-V 1

03/05/2006 -14,2 176,3 7,9 1 651 - III 0 3

Tableau 10 - Intensités macrosismiques déduites de la relation d’atténuation de Dowrick (1992) pour la région des îles Wallis et Futuna. Les valeurs d’intensité observées proviennent du

catalogue SisFrance.

Mis à part le séisme lointain de mai 2006 dont l’intensité observée diffère notablement de celle déduite de la relation de Dowrick (1992), l’écart type entre ces deux intensités est de 0,5 pour les séismes utilisés dans le Tableau 10. Il est à noter que l’écart important observé pour le séisme de 2006 souligne le fait que la relation de Dowrick n’est plus adaptée dès lors que la distance focale devient trop importante.

6.5. CALCUL DES INTENSITÉS DES SMHV ET DES SMS

Selon la distance focale, le contenu fréquentiel des ondes sismiques peut varier de manière importante. Comme cela est préconisé par la RFS 2001-01 ou encore la circulaire d’application du 27 mai 1994, il est ainsi utile de distinguer les intensités macrosismiques issues des séismes proches de celles issues des séismes lointains.

6.5.1. Séismes de référence

Le Tableau 11 recense les séismes de référence utilisés pour chacune des zones sismotectoniques lors du calcul des intensités macrosismiques.



zone date latitude longitude profondeur (km) Mw Source

R0 12/03/1993 -14,3 -178,09 10 6,3 HVD

R1 03/10/1995 -13,77 -171,25 10 5,2 ISC mb=5.1

R2 02/08/1977 -18,32 -175,37 33 5,2 ISC mb=5.2

R3 16/11/1979 -16,72 -179,97 11 6,8 HVD

R4 13/12/2005 -15,04 -178,43 15 6,7 HVD

R5 17/09/1983 -16,67 -177,24 16 6,5 HVD

R6 31/10/2000 -18,01 -174,79 15 6,2 HVD

R7 02/04/1977 -16,77 -171,91 50 7,3 HVD

R8 03/02/1980 -17,74 -171,24 33 6,3 HVD

R9 26/06/1917 -15,5 -173 35 8,3 ISC Ms=8.3

R10 08/01/2000 -16,84 -173,81 162 7,2 HVD

R11 28/04/2001 -18,07 -176,68 367 6,8 HVD

R12 09/03/1994 -17,69 -178,11 568 7,6 HVD

R13 01/09/1981 -15,02 -173,16 20 7,5 HVD

Tableau 11 - Séismes de référence par zones sismotectoniques.

6.5.2. Intensité provenant des séismes proches

a) Intensité provenant du SMHV proche

La Figure 31 représente les intensités ISMHV obtenues pour les sources proches. Ces intensités sont calculées à partir des séismes de référence recensés dans le Tableau 11. Les intensités du SMHV proche sur l’île de Wallis d’une part, de Futuna et Alofi d’autre part sont respectivement égales à VII et VIII-IX.

Figure 31 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe.

Carte de l'intensité ISMHV provenant de la source proche.



b) Intensité provenant du SMS proche

Les structures sismogènes présentes localement sont susceptibles de produire des séismes d'intensité supérieure à celle des SMHV proches. Nous dérivons donc la carte d'intensités ISMS présentée sur la Figure 32, en augmentant d'une unité l'intensité SMHV de la Figure 31.


Carte de l'intensité ISMS provenant de la source proche.

Les intensités du SMS proche sur l’île de Wallis d’une part, de Futuna et Alofi d’autre part sont respectivement égales à VIII et IX-X.

6.5.3. Intensité provenant des séismes lointains

a) Intensité provenant des SMHV lointains


Carte de l'intensité ISMHV provenant des sources lointaines.



La carte des intensités ISMHV produites par les SMHV lointains présentée sur la Figure 33, met en évidence que ces valeurs sont du même ordre que les ISMHV proches pour les îles de Futuna et d’Alofi. Ainsi, les effets liés au champ proche et au champ lointain sont très proches pour les îles de Futuna et d’Alofi en termes d’intensité. Sur l’île de Wallis, les intensités issues du champ lointain sont inférieures d’une unité et demie à celles du champ proche.

Les intensités du SMHV lointain sur l’île de Wallis d’une part, de Futuna et Alofi d’autre part sont respectivement égales à V-VI et VIII.

b) Intensité provenant des SMS lointains

La carte de l'intensité des SMS lointains est présentée sur la Figure 34. Elle est obtenue à partir de l'intensité du SMHV, augmentée de 1 degré.

Figure 34 - Zonage sismique des îles Wallis et Futuna par la méthode déterministe. Carte de

l'intensité ISMS provenant des sources lointaines.

Les intensités du SMS lointain sur l’île de Wallis d’une part, de Futuna et Alofi d’autre part sont respectivement égales à VI-VII et IX.

6.5.4. Spectres de réponse élastique au rocher horizontal

L’idéal pour pouvoir déterminer le mouvement sismique au rocher horizontal, serait de posséder des enregistrements de mouvements représentatifs du contexte sismotectonique. Ces régions sont pour le moment encore peu équipées en matière d’accélérométrie. Il est donc nécessaire d’utiliser des méthodes permettant de déterminer le mouvement sismique au rocher à partir des connaissances de la source choisie. Les méthodes empirico-statistiques consistent à utiliser les données enregistrées dans le monde, dans des contextes tectoniques équivalents à celui de la zone d’étude.

Étant donné le contexte sismotectonique, nous utiliserons comme au paragraphe 5.5 la relation de Youngs et al. (1997) pour les zones sources de subduction, et celle de



Sadigh et al. (1997) pour les zones actives superficielles. Ces relations utilisent la magnitude de moment Mw du séisme et la plus courte distance au plan de faille Rz, et permettent le calcul des spectres de réponse élastique pour la source proche et lointaine.

Les spectres ainsi obtenus sont représentés en annexe 4.



7. Conclusions

L’aléa sismique régional des îles Wallis et Futuna est évalué à partir d’une approche probabiliste simple sans arbre logique.

L’analyse du contexte géodynamique et sismotectonique à partir des études les plus récentes sur la région et des mécanismes au foyer provenant du catalogue CMT Harvard a permis de définir un modèle de zonage sismique sur une vaste zone allant des îles Fidji aux Samoa couvrant une partie du bassin fidjien, du bassin de Lau, la partie nord de la Subduction des Tonga. Ce modèle comporte 11 zones superficielles et 3 zones décrivant la plaque plongeante entre 50 et 600 km de profondeur.

La sismicité régionale est étudiée à partir du catalogue de l’ISC, complété par celui du NEIC pour les années les plus récentes, couvrant ainsi la période 1964-2005. Les magnitudes sont uniformisées par conversion en magnitude Mw. Le catalogue de référence est purgé des précurseurs et des répliques.

Le catalogue ISC de sismicité instrumentale 1904-1963 et la sismicité historique recensée dans quelques références bibliographiques permettent d’estimer une magnitude maximale possible dans chaque zone. Mais, les données disponibles couvrent une période courte, très inférieure à la période de retour de 475 ans qu’on cherche à évaluer. Les magnitudes maximales sont majorées de 0,5 par rapport aux magnitudes observées, mais sur ces périodes d’observation courtes, cette majoration peut être par endroits sous-évaluée.

Les caractéristiques sismiques (taux annuel λ0 de séismes de magnitude supérieure à 5.0 ; pente β de la relation fréquence-magnitude) sont calculées pour chaque zone par la méthode de Weichert (1980). Dans les zones les plus actives, la magnitude maximale possible est atteinte sur des périodes de retour très inférieures à 475 ans.

L’aléa probabiliste est calculé pour les périodes spectrales 0,1, 0,2, 0,4, 1,0, 2,0 secondes et pour l’accélération horizontale maximale du sol (pga) avec le logiciel CRISIS (Ordaz et al., 2003). Les modèles généraux d’atténuations de Youngs et al. (1997) pour les zones de subduction et de Sadigh et al. (1997) pour les autres zones sont utilisés faute de modèle spécifique fiable applicable à cette région du Pacifique Sud. Des cartes d’aléa pour chaque période spectrale sont proposées.

L’aléa sismique probabiliste pour une période de retour de 475 ans est un aléa moyen pour l’ensemble du territoire estimé à 271 mg d’accélération horizontale du sol à Futuna et 176 mg à Wallis. Du fait de leur faible superficie, il n’y a pratiquement pas de variation de l’aléa à l’intérieur de chaque île.

Pour Futuna et Alofi, le niveau d’aléa est contrôlé essentiellement par la sismicité proche superficielle représentée par la zone source R0.



À Wallis, le niveau d'aléa est dû à la subduction intermédiaire (profondeurs 50 à 300 km) représentée par la zone R10. Ce niveau peut sembler élevé (PGA = 176 mg), car il n’y a pas d’observations macrosismiques correspondant à des séismes fortement ressentis ou ayant occasionnés des dommages à Wallis. Cependant, les paramètres d’activité sismique de la zone R10 montrent que des séismes de magnitude 7.0 à des distances épicentrales de 180-200 km de Wallis sont possibles sur une période de retour de 475 ans et peuvent produire ce niveau d'accélération. L'absence de données macrosismiques à Wallis serait plutôt liée au manque de séismes forts dans cette gamme de distance depuis les premières observations connues.

Des tests de sensibilité aux paramètres montrent que les résultats obtenus sont très dépendants des choix arbitraires de modèle d’atténuation et dans une moindre mesure de la détermination de la magnitude maximale des zones actives les plus proches. Les valeurs obtenues sont des valeurs médianes entachées d’incertitudes sans doute importantes. Seule, une approche de type arbre logique avec propagation des incertitudes par une méthode de Monte Carlo peut permettre d’estimer correctement ces incertitudes et de hiérarchiser l’influence des paramètres ou des choix épistémiques sur le résultat. Dans l’approche sans arbre logique que nous avons adoptée ici, les choix de modèles ont été systématiquement des choix conservatifs pour éviter autant que possible une sous-estimation de l’aléa, compte tenu de l’état de connaissance à ce jour des caractéristiques de la sismicité locale et régionale.

L’aléa déterministe est évalué à partir du zonage sismotectonique et des séismes de référence du Tableau 3 obtenu pour l’étude probabiliste. Les intensités sont calculées à partir de la relation de Dowrick (1992) établie pour la Nouvelle-Zélande et calibrée sur les données macrosismiques existantes.

Pour le SMHV, on trouve une intensité de VIII-IX à Futuna et Alofi. À Wallis, le résultat le plus pénalisant est obtenu pour le SMHV proche avec une intensité VII. Les spectres de réponse élastique au rocher correspondants se trouvent en annexe 4. En comparaison, les accélérations horizontales maximales du sol (pga) au rocher obtenues par l’approche probabiliste pour une période de retour de 475 ans sont compatibles avec une intensité de l’ordre de VIII à Futuna, de VII à Wallis (Tableau 12).

SMHV proche

SMHV lointain

SMS proche

SMS Lointain

Pga 475 ans (mg)

Futuna Alofi VIII-IX VIII IX-X IX 271

Wallis VII V-VI VIII VI-VII 176

Tableau 12 - Bilan SMHV, SMS, pga 475 ans.



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Annexe 1

Lexique



CMT Harvard : Centroïd Moment Tensor . Base de données de tenseur de Moment de Harvard, servant de référence pour les mécanismes au foyer et les magnitudes de moment Mw

GSHAP : Global Seismic Hazard Assessment Programme : projet de carte mondiale d’aléa probabiliste pour une période de retour de 475 ans

IRD : Institut de Recherche pour le Développement (ex ORSTOM)

ISC : International Seismological Center

Mb : magnitude d’onde de volume

MS : magnitude d’onde de surface

Mw : magnitude de Moment

NEIC : National Earthquake Information Center

ORSTOM : Office de la Recherche Scientifique et Technique Outre-Mer

PGA : Peak Ground Acceleration

SMHV : Séismes Maximaux Historiquement Vraisemblables

SMS : Séismes Majorés de Sécurité

USGS : United States Geological Survey



Annexe 2

Paramètres d’activité de chaque zone



Code Région Super-

ficie (km2)

ββββ err ββββ b err b νννν(5) err νννν νννν(5)/km2 nb

R0 Futuna 12 750 2,56 0,36 1,11 0,16 0,14 0,02 1.14E-05 37

R1 Intraplaque Pacifique 383 900 3,55 0,30 1,54 0,13 0,14 0,02 3.58E-07 83

R2 Est Bassin Fidjien calme 20 850 3,39 0,30 1,47 0,13 0,18 0,02 8.86E-06 95

R3 Ouest Bassin Fidjien

diffus 117 600 3,71 0,18 1,61 0,08 0,33 0,02 2.84E-06 233

R4 Nord Bassin Fidjien actif 159 600 2,37 0,09 1,03 0,04 2,48 0,01 1.55E-05 544

R5 Sud-Ouest Bassin

Fidjien actif 65 840 2,52 0,11 1,09 0,05 1,39 0,08 2.12E-05 346

R6 Sud-Est Bassin Fidjien

actif 52 700 2,41 0,11 1,05 0,05 1,54 0,08 2.92E-05 350

R7 Bombement Avant-Arc

actif 42 780 1,89 0,11 0,82 0,05 1,58 0,10 3.70E-05 238

R8 Bombement Avant-Arc

diffus 29 620 3,46 0,31 1,50 0,14 0,12 0,02 4.12E-06 68

R9 Subduction Interplaque

Tonga 49 020 1,82 0,06 0,79 0,03 4,72 0,18 9.63E-05 673

R10 Subduction In-slab intermédiaire actif

95 870 1,61 0,06 0,70 0,03 5,52 0,21 5.76E-05 671


151 400 2,33 0,09 1,01 0,04 2,17 0,10 1.44E-05 462

R12 Subduction In-slab

profond 98 540 1,97 0,06 0,85 0,03 5,01 0,18 5.09E-05 800

R13 Nord subduction

interplaque Tonga 16 080 1,51 0,10 0,66 0,05 1,90 0,13 1.18E-04 214

Calculs d’activité sismique par la méthode de Weichert (1980). La magnitude minimale prise en compte est de Mw = 4,0 pour chaque zone. Les classes de magnitude ont une largeur de 0,1. Le taux annuel d’activité est calculé pour une magnitude Mw >= 5,0. Sur les graphiques : • Points bleus : nombres annuels de séismes de magnitude supérieure à la magnitude. • Droite rouge : Gutenberg – Richter obtenu à partir des résultats de calculs. • En encart en haut à droite : schéma du zonage, en grisé la zone concernée par le

calcul.



Région 0 :Futuna b = 1.11+/- 0.16 ββββ = 2.56+/- 0.36 νννν(Mw=5) = 0.14 +/-0.02 Nb de valeurs : 37

Figure 35 - Relation fréquence-magnitude région 0.

Région 1 : Intraplaque Pacifique b = 1.54+/- 0.13 ββββ = 3.55+/- 0.30 νννν(Mw=5) = 0.14 +/-0.02 Nb de valeurs : 83




Région 2 : Est Bassin Fidjien calme b = 1.47+/- 0.13 ββββ = 3.39+/- 0.30 νννν(Mw=5) = 0.14 +/-0.02 Nb de valeurs : 95


Région 3 : Ouest Bassin Fidjien diffus b = 1.61+/- 0.08 ββββ = 3.71+/- 0.18 νννν(Mw=5) = 0.33 +/-0.02 Nb de valeurs : 233




Région 4 : Avant Arc Segment Centre b = 1.03+/- 0.04 ββββ = 2.37+/- 0.09 νννν(Mw=5) = 2.48 +/-0.01 Nb de valeurs : 544


Région 5 : Sud-Ouest Bassin Fidjien actif b = 1.09+/- 0.05 ββββ = 2.52+/- 0.11 νννν(Mw=5) = 1.39 +/-0.08 Nb de valeurs : 346




Région 6 : Sud-Est Bassin Fidjien actif b = 1.05+/- 0.05 ββββ = 2.41+/- 0.11 νννν(Mw=5) = 1.54 +/-0.08 Nb de valeurs : 350


Région 7 : Bombement Avant-Arc actif b = 0.82+/- 0.05 ββββ = 1.89+/- 0.11 νννν(Mw=5) = 1.58 +/-0.10 Nb de valeurs : 238




Région 8 : Bombement Avant-Arc diffus b = 1.50+/- 0.14 ββββ = 3.46+/- 0.31 νννν(Mw=5) = 0.12+/-0.02 Nb de valeurs : 68


Région 9 : Subduction interplaque Tonga b = 0.79+/- 0.03 ββββ = 1.82+/- 0.06 νννν(Mw=5) = 4.72 +/-0.18 Nb de valeurs : 673




Région 10 : Subduction In-slab intermédiaire actif b = 0.70+/- 0.03 ββββ = 1.61+/- 0.06 νννν(Mw=5) = 5.52 +/-0.21 Nb de valeurs : 671


Région 11 : Subduction In-slab intermédiaire diffus b = 1.01+/- 0.04 ββββ = 2.33+/- 0.09 νννν(Mw=5) = 2.17 +/-0.10 Nb de valeurs : 462




Région 12 : Subduction In-slab profond b = 0.85+/- 0.03 ββββ = 1.97+/- 0.06 νννν(Mw=5) = 5.01+/-0.18 Nb de valeurs : 800


Région 13 : Nord Subduction interplaque Tonga b = 0.66+/- 0.05 ββββ = 1.51+/- 0.10 νννν(Mw=5) = 1.90 +/-0.13 Nb de valeurs : 214




Annexe 3

Spectres et cartes d’aléa probabiliste pour une période de retour de 475 ans



Spectre pour un niveau d’accélération horizontale maximale de 176 mg Point de référence : Longitude 176,207°W Latitude 13.279°S – Wallis

Wallis

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

0,0 0,5 1,0 1,5 2,0

Période (sec.)

Acc

élér

atio

n s

pec

tral

e (m

g)

Période (s)

Accélération (mg)

0,0 176 0,1 305 0,2 384 0,4 342 1,0 177 2,0 92

Spectre pour un niveau d’accélération horizontale maximale de 271 mg Point de référence : Longitude 178,136°W Latitude 14,295°S - Futuna

Futuna

0

100

200

300

400

500

600

700

0,0 0,5 1,0 1,5 2,0

Période (sec.)

Acc

élér

atio

n s

pec

tral

e (m

g)

Période (s)

Accélération (mg)

0,0 271 0,1 535 0,2 601 0,4 426 1,0 188 2,0 92

Les cartes d’isovaleurs de l’accélération horizontale maximale du sol (pga) sont représentées pour un sol au rocher et pour une période de retour de 475 ans (Figure 49 à Figure 54). Les accélérations sont reportées en mg. Les périodes spectrales sont respectivement le pga (T = 0 s), 0.1, 0.2, 0.4, 1.0 et 2.0 secondes. L’intervalle entre deux lignes est de 10 mg entre 0 et 300 mg, de 20 mg au-delà de 300 mg. Les isovaleurs 70, 110, 160, 300, 600 mg ont été représentées avec des traits plus épais.



Figure 49 - Isovaleurs de l’accélération horizontale maximale du sol en mg pour une période de retour de 475 ans.

Fig

ure

49 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

horizonta

le m

axim

ale

du s

ol en m

g p

our

une p

ério

de d

e r

eto

ur

de

47

5 a

ns.



Figure 50 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 0.1 seconde de période en mg pour une période de retour de 475 ans .

Fig

ure

50 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

spectr

ale

à 0

.1 s

econde d

e p

éri

ode e

n m

g p

our

une p

éri

ode d

e r

eto

ur

de 4

75 a

ns .



Figure 51 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 0.2 seconde de période en mg pour une période de retour de 475 ans.

Fig

ure

51 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

spectr

ale

à 0

.2 s

econde d

e p

éri

ode e

n m

g p

our

une p

éri

ode d

e r

eto

ur

de 4

75 a

ns.




Fig

ure

52 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

spectr

ale

à 0

.4 s

econde d

e p

éri

ode e

n m

g p

our

une p

éri

ode d

e r

eto

ur

de 4

75 a

ns.




Fig

ure

53 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

spectr

ale

à 1

.0 s

econde d

e p

éri

ode e

n m

g p

our

une p

éri

ode d

e r

eto

ur

de 4

75 a

ns.



Figure 54 - Isovaleurs de l’accélération spectrale à 2.0 secondes de période en mg pour une période de retour de 475 ans.

Fig

ure

54 -

Isova

leurs

de l’a

ccélé

ration

spectr

ale

à 2

.0 s

econdes d

e p

ério

de e

n m

g p

our

un

e p

éri

od

e d

e r

eto

ur

de 4

75 a

ns.



Annexe 4

Spectres déterministes de réponse élastique au rocher horizontal

Sont représentés les spectres de réponse au SMHV et au SMS pour les champs proche et lointain. Lorsque le spectre de l’un des champs couvrait celui de l’autre pour toute la gamme de fréquences, nous n’avons représenté que le spectre majorant des deux. La valeur (en g) de l’accélération horizontale maximale du sol (PGA) calculée au SMS est indiquée sur chaque figure (en bas à droite).



0.1 1.0 10.0 100.0Fréquence (Hz)

0.1

1.0

10.0

100.0

Pse

udo-

vite

sse

(cm

/s)

SMHV et SMS au rocher horizontal affleurant

île de Wallis

Source proche - Source lointaine

(Sadigh et al. 1997)

SMHV proche : Mw=5.2 ; Rz=10 km

SMS proche : Mw=5.7 ; Rz=10 km

(Youngs et al. 1997)

SMHV lointain : Mw=7.6 ; Rz=225 km

SMS lointain : Mw=8.1 ; Rz=225 km

D (cm)

A (g)

0.20 g

1 cm

10 c

m

0.1 g

1 g

Figure 55 - Spectres de réponse au SMHV et au SMS, en champs proche et lointain

pour l’île de Wallis.



0.1 1.0 10.0 100.0Fréquence (Hz)

0.1

1.0

10.0

100.0

Pse

udo-

vite

sse

(cm

/s)

SMHV et SMS au rocher horizontal affleurant

îles de Futuna et d'Alofi

Source proche

(Sadigh et al. 1997)

SMHV proche : Mw=6.3 ; Rz=10 km

SMS proche : Mw=6.8 ; Rz=10 km

D (cm)

A (g)

0.38 g

1 cm

10 c

m

0.1 g

1 g

Figure 56 - Spectres de réponse au SMHV et au SMS en champ proche pour les îles de Futuna et d’Alofi.



Centre scientifique et technique

Service aménagement et risques naturels 3, avenue Claude-Guillemin

BP 36009 – 45060 Orléans Cedex 2 – France – Tél. : 02 38 64 34 34

Documents

Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna · 2008. 10. 20. · Évaluation probabiliste de l’aléa sismique des îles Wallis et Futuna BRGM/RP-54936-FR