Etude des séismes lents et du chargement intersismique dans la région de Guerrero au Mexique

Présentation d’une zone de subduction et cycle sismique 

Expériences de mécanique des roches et lois de friction

 Les expériences de mécanique des roches menées en laboratoire ont mis en évidence que les séismes résultent d’instabilités de friction, mécanisme communément appelé stick-slip (adhérence-glissement, ou glissement saccadé) [Brace and Byerlee, 1966]. La phase de stick correspondant au chargement intersismique et la phase de slip correspondant au séisme. Pour modéliser ce comportement, des lois de friction ont été développées à partir de résultats expérimentaux. Elles permettent de décrire plusieurs aspects de la nature de la friction sur les failles. Dans le modèle le plus simple de stick-slip, le glissement s’initie quand le rapport de la contrainte normale sur la contrainte tangentielle atteint une certaine valeur µs qui correspond au coefficient de friction statique. Lorsque le glissement commence, le coefficient de friction chute jusqu’à atteindre la valeur du coefficient de friction dynamique µd (figure 1.1a). C’est le comportement d’affaiblissement au glissement (slip-weakening, figure 1.1a). Les études expérimentales ont par ailleurs montrées la sensibilité des propriétés frictionnelles à d’autres paramètres. Il a été montré que µs augmente avec le temps écoulé depuis le dernier glissement, µd est sensible à la vitesse de glissement, et il existe une distance critique de glissement Dc nécessaire pour atteindre une valeur de µd stable en cas de changement de la vitesse de glissement (voir Scholz [1998] pour une synthèse). Ces comportements sont décrits de manière empirique par les lois de friction dites rate and state [Ruina, 1983] (à variable d’état en français) qui sont très largement utilisées (figure 1.1b). Ces lois permettent notamment de décrire la cicatrisation de l’interface et donc la répétition des séismes. Différents cas de figure peuvent apparaître en fonction des valeurs des paramètres a et b de cette loi (voir figure 1.1b), qui dépendent des propriétés du matériau : • si (a − b) < 0, le régime est stable, le coefficient de friction augmente avec la vitesse de glissement (velocity-strenghthening). Les séismes ne peuvent pas n’initier dans cette zone, et la rupture qui s’y propage s’arrête rapidement. • si (a − b) > 0, le coefficient de friction diminue avec la vitesse de glissement (velocity-weakening), le régime est instable ou conditionnellement stable, 

 Présentation d’une zone de subduction et cycle sismique dépendant de la contrainte normale appliquée

Les séismes s’initient dans les zones de glissements instables, et peuvent se propager dans les zones conditionnellement stables. (a) Loi de friction en slip weakening (b) Loi de friction en rate and state Figure 1.1: (haut) Modèle de slip-weakening : représentation du coefficient de friction en fonction du glissement. L est la distance caractéristique d’affaiblissement (bas) Représentation schématique d’une loi de friction rate and state. La réponse frictionnelle à un changement de vitesse de glissement (V0 à V1 > V0) est représentée. Le comportement dépend des paramètres a, b et de la distance caractéristique d’affaiblissement Dc. D’après Marone and Saffer [2007]. 3 Chapitre 1 Contexte général et motivation de l’étude 

 Variations des propriétés frictionnelles avec la profondeur dans une zone de subduction

 Figure 1.2: Modèle de stabilité d’une zone de subduction, en fonction du paramètre a − b, d’après Scholz [1998]. La figure de droite représente les valeurs du paramètre a − b en fonction de la profondeur. Le formalisme évoqué précédemment permet de décrire les propriétés frictionnelles de différents matériaux. Celles-ci dépendent principalement de la température, de la pression et de la nature des roches. La figure 1.2 présente l’évolution des propriétés frictionnelles dans une zone de subduction [Scholz , 1998]. D’après ce modèle, la zone sismogène (zone en glissement instable) est limitée par des zones en glissement stable. A faible profondeur, la présence d’une zone de glissement stable est attribuée à l’existence de sédiments peu consolidés [Byrne et al., 1988; Vrolijk, 1990]. Plusieurs hypothèses sont proposées pour expliquer la transition vers une zone instable (changements minéralogiques dans les argiles, consolidation des sédiments qui conduisent à une localisation de la déformation, voir Marone and Saffer [2007] pour une synthèse). Un contrôle thermique de cette transition n’est pas établie [Marone and Saffer , 2007], mais plusieurs études suggèrent une transition autour de 100-150 ◦ C, correspondant à la déshydratation de l’illite en smectite [p.ex. Vrolijk, 1990; Hyndman et al., 1997]. La limite inférieure de la zone sismogène (début de la zone de transition), est classiquement considérée comme une limite thermique, correspondant au début du comportement plastique, autour de 350 ◦ C pour des roches quartzo-feldpathique [Hyndman et al., 1997]. Il existe une seconde limite autour de 450 ◦ C au delà de laquelle le glissement est purement stable (fin de la zone de transition). Ainsi, l’interface de subduction est formée d’une zone sismogène (zone instable en stick-slip). Celle-ci est limitée de part et d’autre par des zones en glissement stable, avec, entre les deux, des zones de transition aux propriétés intermédiaires.

Cycle sismique d’une zone de subduction 

Les propriétés frictionnelles de l’interface de subduction entrainent un comportement cyclique, sans forcément de périodicité identifiable. C’est ce qu’on appelle le cycle sismique. Une représentation schématique de ce cycle est présentée sur la figure 1.3., et les principales phases de ce cycle sont détaillées ci dessous. Phase intersismique Pendant la phase intersismique, les contraintes s’accumulent sur la partie superficielle bloquée de la faille du fait du glissement stable dans la partie profonde. Cette accumulation peut durer de quelques dizaines à des centaines d’années. Elle entraîne une déformation élastique de la plaque supérieure (figure 1.3). Phase cosismique Quand les contraintes accumulées dépassent le seuil de rupture des roches, une instabilité est déclenchée (précédée par une phase de nucléation de cette instabilité) : c’est la phase co-sismique, qui correspond au séisme. Celle-ci a une durée très courte (quelques secondes à quelques dizaines de secondes). Le glissement se produit dans la partie initialement bloquée, et peut s’étendre jusque dans la zone de transition. Le déficit de glissement accumulé dans la zone supérieure de l’interface est rattrapé. Déformation postsismique Les observations récentes, notamment depuis l’existence des GPS continus, montrent que le comportement des failles est en réalité plus complexe que ce modèle simple. Nous nous concentrerons sur les zones de subduction qui font l’objet de cette étude. Des déplacements post-sismiques sont observés très fréquemment dans les mois voir les années qui suivent l’occurrence d’un séisme important [p.ex. Heki et al., 1997; Hsu et al., 2006; Perfettini et al., 2010]. Différents mécanismes permettent d’expliquer les déplacements post-sismiques observés en surface, les principaux étant la poroélasticité, la relaxation viscoélastique et le glissement asismique sur le plan de faille (afterslip). L’afterslip est le phénomène dominant les premières phases de la relaxation postsismique, la relaxation viscoélastique étant beaucoup plus lente et affectant des échelles spatiales beaucoup plus étenduens [Freed et al., 2006; Perfettini et al., 2010]. Les études mentionnées ci-après modélisent la déformation post-sismique uniquement comme du glissement asismique sur le plan de faille, négligeant les autres formes de relaxation. Un exemple de déplacement de surface lié 5 Chapitre 1 Contexte général et motivation de l’étude Initial state locked zone transition zone free slip zone Interseismic period (~ 100 years) Co-seismic period (~ seconds) Figure 1.3: Schéma du cycle sismique au niveau d’une zone de subduction. Les couleurs indiquent le comportement frictionnel de l’interface (comme sur la figure 1.2). à un séisme (déplacement instantané de ∼30 cm) puis à du glissement port-sismique (déplacement de ∼ 10 cm sur 200 jours) est visible sur la figure 1.4. Le glissement asismique à la suite d’un séisme a été observé en différentes régions de la zone de subduction. Plusieurs études [p.ex. Heki et al., 1997; Hsu et al., 2006; Chlieh et al., 2007; Yagi et al., 2003; Melbourne et al., 2002] montrent la présence d’un glissement postsismique important au niveau de la zone de transition, sous la zone de rupture co-sismique. Des glissements postsismiques sont aussi observés à des profondeurs correspondants à celles de la zone sismogène [p.ex. Hsu et al., 2006; Chlieh et al., 2007, 2008; Perfettini et al., 2010], les zones de glissements cosismique et postsismique étant souvent adjacentes et complémentaires [e.g. Miyazaki et al., 2004; Perfettini et al., 2010]. Cela suggère l’existence de variations latérales dans les propriétés frictionnelles de l’interface de subduction, qui s’ajoutent aux variations avec la profondeur décrites précédemment. D’après ces études, le moment relâché par le glissement postsismique est du même ordre de grandeur que le moment cosismique relâché par les séismes. Cela montre l’importance de ces glissements asismiques dans le cycle sismique des zones de subduction. Les séries temporelles obtenues par les GPS permenants ont permis de mettre en évidence d’autres types de glissements asismiques transitoires, qui se produisent sans relations apparentes avec des séismes. Ils sont détaillés dans la partie suivante. 6 1.2 Découverte et caractéristiques des séismes lents Figure 1.4: Série temporelle GPS (2 ans) de la station d’Arequipa (Pérou) montrant clairement les déplacements cosismiques liée au séisme de 2001, Mw 8.4 (ligne noire verticale) et d’une réplique majeure (Mw 7.5, ligne verticale grise), ainsi que les déplacements liées à la déformation postsismique. D’après Melbourne et al. [2002] 

 Découverte et caractéristiques des séismes lents 

 Historique de la découverte des séismes lents 

Les premières observations de glissements transitoires lents d’une durée de quelques jours, sans liens apparents avec des séismes, ont été réalisées sur la faille de San Andreas grâce à des capteurs de déplacement (strainmeters) placés dans des puits de forage [Linde et al., 1996]. Ce type d’évènements, trop lents pour générer des ondes sismiques, sont appelés séismes lents. Le terme le plus communément admis en anglais est slow slip event, même si les termes silent earthquake, slow earthquakes, aseismic strain transient ou creep event ont aussi été utilisés. Le terme anglais slow earthquakes est néanmoins ambigü car il fait également référence aux séismes à vitesses de rupture lentes (quelques dizaines de mètres par seconde) mais qui émettent des ondes sismiques détectables. Le séisme tsunamigène du Nicaragua 1992 [Kanamori and Kikuchi, 1993] et les séismes à vitesse de rupture lente suivants le séisme de Izu-Oshima au Japon [Sacks et al., 1982] en sont des exemples. Ces évènements ne doivent pas êtres confondus avec les silent earthquakes (ou slow slip event) qui eux durent beaucoup plus longtemps, de quelques jours à quelques années, et ne libèrent pas d’énergie sous forme de radiation sismique détectable. En français cependant, la terminologie retenue, et qui sera utilisée dans ce manuscrit, est celle de « séismes lents » pour décrire ces évènements, même si en anglais ce terme peut prêter à confusion. Avec le développement des réseaux de GPS continus, les séismes lents ont été observés dans la plupart des zones de subduction. Au nord de la zone de subduction des Cascades, Dragert et al. [2001] décrivent un évènement ayant produit environ 2 cm de glissement sur l’interface de subduction sur une période de plusieurs semaines. Cet épisode de glissement est visible sur les séries temporelles GPS, par un déplacement de quelques mm dans la direction opposée de celle du déplacement 7 Chapitre 1 Contexte général et motivation de l’étude Displacements (cm) 0 200 400 B. Cascades (Nord) C. Nouvelle-Zélande (Peninsule de Gisborne) A. Mexique (Guerrero) D1. longue durée D. Japon (Bungo Channel) D2. courte durée Figure 1.5: Enregistrements de séismes lents dans différentes régions du monde, à partir de GPS continus (A,B,C,D1) et d’inclinomètres (D2). Les différences d’échelles (temps et déplacement) reflètent la variabilité dans l’amplitude et la durée des glissements. (A) Zone de subduction de Guerrero, Sud du Mexique, d’après Lowry et al. [2001], (B) Zone de subduction des Cascades, région Nord (Etats-Unis) (modifiée d’après Dragert et al. [2001], (C) Subduction de Hikurangi, péninsule de Gisborne d’après Douglas et al. [2005], (D) Zone de subduction de Nankai, Région de Bungo Channel, montrant deux types d’évènements de durées variables. D’après Ozawa et al. [2001] (longue durée) et Obara et al. [2004] (courte durée). 8 1.2 Découverte et caractéristiques des séismes lents intersismique (voir figure 1.5B). Par la suite, ce type d’évènement a été observé au Japon [Ozawa et al., 2001], au Sud du Mexique [Lowry et al., 2001; Kostoglodov et al., 2003], en Alaska [Ohta et al., 2006], Nouvelle-Zélande [Douglas et al., 2005] et au Costa Rica [Protti et al., 2004]. La figure 1.5 présente plusieurs exemples de séries temporelles montrant des séismes lents, enregistrées par des GPS ou des inclinomètres. Sur ces séries, on distingue les périodes de chargement intersismiques (déplacements linéaires, dans le même sens que la convergence) qui encadrent les épisodes de glissements transitoires ou les déplacements se font dans la direction opposée à la convergence des plaques. Par rapport à la figure 1.4, qui présente un saut instantané de déplacement lié à un séisme, on voit clairement sur la figure 1.5 la durée plus grande de ces glissements asismiques. Les quatre zones de subduction présentées donnent un bon aperçu de la variété des durées de ces glissements transitoires, qui vont de quelques jours (environ 10 jours en Nouvelle-Zélande) à plusieurs années (par exemple à Bungo Channel au Japon), ainsi que de l’amplitude des déplacements de surface observées, qui vont de quelques millimètres à plusieurs centimètres. Plusieurs papiers de synthèse [Schwartz and Rokosky, 2007; Ide et al., 2007; Beroza and Ide, 2011] se sont attachés à décrire les caractéristiques générales de ces évènements. Elles sont résumées ci-dessous. 

Localisation du glissement sur l’interface de subduction

 Les déplacements mesurés en surface sont dans la plupart des études interprétés comme du glissement au niveau de l’interface de subduction. Ces déplacements sont modélisés par des dislocations dans un milieu élastique (voir le chapitre 2 pour plus de détails. L’inversion de ses déplacements permet de déterminer la localisation du glissement sur l’interface de subduction. Cependant, les mécanismes physiques à l’origine des glissements sont encore incompris : certaines études proposent que le glissement ne soit pas localisé à l’interface, mais affecte une zone de cisaillement(shear zone) d’une certaine épaisseur (voir section 1.2.6) Les enregistrements GPS de surface ne permettent pas de distinguer si la déformation est localisée ou non. L’approche la plus simple consiste donc à calculer des « dislocations équivalentes », qui intègrent la déformation dans l’ensemble de la zone de glissement si celle-ci fait une certaine épaisseur. Ces modélisations montrent dans la majorité des cas que les séismes lents se produisent sous la zone sismogène, au niveau de la zone de transition dans laquelle les propriétés frictionnelles du milieu changent. Dans certaines régions cependant, les séismes lents ont clairement été localisés dans la zone sismogène. C’est le cas des glissements s’étant produits au niveau de la péninsule des Boso (Japon centrale), en 1996 et 2002 [Sagiya, 2004; Ozawa et al., 2003], et au Costa Rica en 2003 [Protti et al., 2004; Brown et al., 2005; Outerbridge et al., 2010]. Ces glissements semblent néanmoins s’être produits à des endroits distincts des aspéritiés cosismiques. Le cas de Guerrero au Mexique sera détaillé par la suite. Il semble donc que dans ces régions .