Présentation d’une zone de subduction et cycle sismique

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Cycle sismique d’une zone de subduction

Les propriétés frictionnelles de l’interface de subduction entrainent un compor-tement 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 superfi-cielle 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, mon-trent 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 per-mettent d’expliquer les déplacements post-sismiques observés en surface, les princi-paux 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 déforma-tion 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 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.

Découverte et caractéristiques des séismes lents

Figure 1.4: Série temporelle GPS (2 ans) de la station d’Arequipa (Pérou) mon-trant 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]

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 An-dreas 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 an-glais 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 vi-tesses de rupture lentes (quelques dizaines de mètres par seconde) mais qui émettent des ondes sismiques détectables. Le séisme tsunamigène du Nicaragua 1992 [Kana-mori 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 ce-pendant, 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 se-maines. 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 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; Be-roza 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 interpré-tés 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 cisaille-ment(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 équiva-lentes », 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 régions0  également les glissements lents se produisent dans des régions de transitions dans les propriétés frictionnelles de l’interface [Schwartz and Rokosky, 2007], celles-ci variant latéralement. La figure 1.6, montrant les localisations des séismes lents, des ruptures cosismiques et les profondeurs des interfaces, rend compte de cette diversité.

Récurrence des séismes lents

Les glissements lents se produisent souvent de manière quasi-périodique, même s’il convient de rester prudent sur l’estimation de périodes de récurrence du fait des durées d’observations d’une dizaine d’années seulement. Dans les Cascades, les épisodes de glissements lents associés aux trémors se répètent tous les 13 à 16 mois Dragert et al. [2004]. Des périodes de récurrence de l’ordre de 4 ans sont observées au Mexique [Cotte et al., 2009; Vergnolle et al., 2010] et de 5 ans dans la péninsule de Boso au Japon [Ozawa et al., 2007]. Au Japon, dans la région de Bungo Channel, on peut distinguer des glissements lents court-terme, d’une durée de quelques jours avec un temps de récurrence de quelques mois, et des glissements lents long-terme d’une durée d’un an avec des temps de récurrence de plusieurs années.

Lois d’échelles

Les séismes lents produisent des glissements (D) de quelques dizaines de centi-mètres au plus, sur des surfaces importantes : longueurs des zones de glissements (L) sont de plusieurs dizaines à centaines de kilomètres. Il en résulte que les chutes de contraintes ( D=L) associées aux séismes lents sont de l’ordre 0.01 à 0.1 MPa, soit un à deux ordres de grandeur plus faibles que pour les séismes classiques (entre 1 et 10 MPa).
La durée de ces séismes lents est grande comparée à celle des séismes classiques. A partir d’une synthèse d’observations de séismes lents dans différentes régions, Ide et al. [2007] suggèrent que ces évènements suivent une loi d’échelle, liant le moment sismique et la durée ,différente des séismes classiques. La figure 1.7 montre cette apparente différence de loi d’échelle : pour les séismes lents, le moment sismique M0 est proportionnel à la durée T de l’évènement (M0 T 1012 13) alors que pour les séismes classiques, le moment sismique est proportionnel à la durée au cube (M0 T 3 1015 16). Ide et al. [2007] proposent que ces deux types d’évènements correspondent à des modes différents de propagation du glissement.
[Peng and Gomberg, 2010] suggèrent au contraire qu’il existe un continuum de processus, et pas deux lois d’échelles distinctes (voir figure 1.7). Selon eux, l’existence de deux distributions distinctes reflète une observation incomplète des phénomènes. Les limitations des capacités de détection actuelles, par la géodésie ou la sismologie, pourrait être à l’origine de cette lacune d’observations.

Données utilisées et traitement

Nous avons utilisé les interférogrammes réalisés par O. Cavalié et E. Pathier (articleen préparation) pour compléter les données GPS dans la région et ainsi mieuxcontraindre la distribution spatiale des déplacements liés à l’évènement 2006. Les images radar ont été acquises par le satellite ENVISAT. La trace étudiée correspond à une orbite descendante, pour laquelle plusieurs images, acquises entre novembre 2004 et mars 2007, sont disponibles. Il n’y a pas d’acquisition sur les traces ascendantes disponibles, et sur les traces descendantes adjacentes à celle étudiée, très peu d’acquisitions ont été faites autour des dates intéressantes (entre 2005 et 2007). La trace étudiée présente l’intérêt de recouvrir en partie le réseau de stations GPS (figure 2.1), ce qui s’avère utile pour corriger des incertitudes orbitales, et valider les déplacements mesurés par InSAR.
Sur la trace étudiée, 9 images sont sélectionnées selon les critères suivants : (1) couverture complète de la côte jusqu’au Nord de Mexico ; (2) date d’acquisition proche de celle du séisme lent et (3) faible dispersion dans la ligne de base perpendiculaire (baseline, distance séparant les positions du satellite entre deux passages) pour limiter la décorrélation dans les interférogrammes. Les interférogrammes sont traités à l’aide du logiciel ROI-Pac [Rosen et al., 2004], pour des lignes de base perpendiculaires inférieures à 200m, puis corrigés des composantes orbitales et topographiques.
Aucune image n’ayant été acquise pendant le séisme lent de 2006 (figure 2.3), seul le déplacement cumulé lié à cet évènement a pu être analysé.
Pour augmenter la cohérence des images et faciliter le déroulement de la phase, les interférogrammes sont sous-échantillonnés (distance finale entre les pixels de 640 m).
La perte de résolution spatiale reste acceptable car le déplacement de surface attendu est assez faible (quelques centimètres) et de grande longueur d’onde. Au final, 8 interférogrammes présentent des cohérences suffisantes pour être exploités (figure 2.3). Chaque interférogramme déroulé est ensuite corrigé des erreurs orbitales en retirant une rampe linéaire dans la direction nord-sud et est-ouest, par minimisation de l’écart aux données GPS (déplacements calculés pour la période considérée, dans la ligne de visée du satellite).

Moyenne des interférogrammes et corrections des déplacements inter-séismes lents

Les déplacements mesurés par les différents interférogrammes sont moyennés (stacking), ce qui permet d’atténuer les perturbations d’origine atmosphérique et d’amé fonction de la date d’acquisition des images. Les lignes pointillées représentent les interférogrammes sélectionnés pour le calcul de la moyenne. La zone grisée représente la durée du séisme lent de 2006. liorer le rapport signal-sur-bruit des déplacements. Comme les dates des différentes images utilisées dans les interférogrammes varient, la déformation mesurée par chaque interférogramme n’est pas identique, car elle inclut un temps plus ou moins long de déformation inter-séismes lents. Pour s’affranchir de cette différence, et pour avoir une mesure de déformation cohérente avec celles des stations GPS, la déformation inter-séismes lents est retirée des mesures de déformation. Au final la seule déformation restante correspond au séisme lent, et elle est identique quelle que soit la durée de l’interférogramme.
La déformation inter-séismes lents de surface est évaluée à partir de l’inversion des données GPS sur les périodes entre les séismes lents (voir chapitre 5 pour l’évaluation du couplage du plan de subduction). A partir du modèle de couplage obtenu par l’inversion des données GPS, le taux de déformation de surface sur la totalité de la zone couverte par les images radar est évalué. C’est ce taux de déformation qui est utilisé pour corriger les interférogrammes. Les déplacements mesurés par les différents interférogrammes sont ensuite moyennés. Les interférogrammes corrigés de la déformation inter-séismes lents sont ensuite moyennés.

Imagerie des séismes lents à partir de données GPS

Afin d’étudier la localisation des glissements à l’origine des déplacements observés en surface pendant les séismes lents, nous avons fait les hypothèses suivantes :
la déformation observée résulte d’un processus de dislocation dans un milieu élastique. Cette hypothèse est sans doute trop simplificatrice, néanmoins la résolution des mesures de déplacements à la surface n’est pas suffisante pour discriminer des processus plus complexes.
les dislocations sont localisées au niveau de l’interface de subduction dont la géométrie est fixée.
Une fois le modèle direct construit, les déplacements de surface sont inversés pour obtenir la distribution du glissement sur l’interface de subduction.

Principe de l’inversion

Le déplacement enregistré à une station s’explique par la distribution du glissement sur la faille. L’objectif de l’inversion est de trouver la distribution de glissement qui permettent d’expliquer les observations. Les données sont les observations de surface (soit des déplacements statiques, soit des séries temporelles GPS), et les paramètres sont les caractéristiques du glissement sur le plan de faille. Dans tous les cas, les inversions consistent à minimiser une fonction coût qui représente l’écartentre les données et le modèle (au sens des moindres carrés). La fonction coût utilisée pour les inversions développées dans cette thèse (voir sections 2.3.5 et 2.3.6) comporte également une partie correspondant à la proximité au modèle initial (voir equation (3.1) section 3.1.3.1).
Il existe différentes méthodes de minimisation de la fonction coût. Le cas de l’inversion de déplacements cumulés (inversion statique) constitue un problème linéaire facile à résoudre. L’inversion des séries temporelles complètes est plus complexe, et deux approches différentes ont été utilisées dans cette thèse.

Problème direct et calcul des fonctions de Green

Pour calculer le problème direct, il est nécessaire de définir la géométrie de l’interface de subduction. Cette interface est discrétisée en un grand nombre de sous-failles.
Les paramètres m du modèle sont les caractéristiques (amplitude, durée, temps d’initiation, direction…) du glissement dans les différentes sous-failles. Ces paramètres sont liés aux déplacements de surface d par les fonctions de Green, qui représentent la réponse du milieu à un glissement élémentaire sur une sous-faille donnée : d = Gm
La fonction de Green Gi;j correspond au déplacement enregistré à la station i quand un glissement élémentaire a lieu sur la sous-faille j (voir figure 2.4).

Table des matières

Introduction
1 Contexte général et motivation de l’étude 
1.1 Présentation d’une zone de subduction et cycle sismique
1.2 Découverte et caractéristiques des séismes lents
1.3 Contexte géodynamique du segment de Guerrero
1.4 Enjeux de ce travail
2 Données et Méthodes 
2.1 Données GPS
2.2 Données radar.
2.3 Imagerie des séismes lents à partir de données GPS
3 Etude détaillée du glissement lent de 2006 
3.1 Evolution spatio-temporelle du séisme lent de 2006
3.2 Comparaison avec les résultats de l’inversion par analyse en composante principale
3.3 Contraintes sur le glissement cumulé apportées par les données InSAR
3.4 Conclusion
4 Etude détaillée du glissement lent de 2009-2010 
4.1 Séries temporelles GPS et particularités de cet évènement
4.2 Localisation du glissement
4.3 Activité de trémors et déclenchement par le séisme de Maule
4.4 Conclusion
5 Bilan sur le fonctionnement de la lacune sismique de Guerrero 
5.1 Chargement intersismique et couplage de la zone de subduction
5.2 Séismes lents et accumulation de contraintes dans la lacune sismique de Guerrero
6 Synthèse 
6.1 Déformation crustale associée au séisme lent de 2006
6.2 Les trémors au Mexique et leur liens avec les séismes lents
6.3 Caractéristiques structurales de la région de Guerrero, et liens avec les séismes lents
6.4 Synthèse des principaux résultats de cette thèse
Conclusions et perspectives 
Annexes 
Bibliographie 

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