Bilan sur le fonctionnement de la lacune sismique de Guerrero

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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 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 régions
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.

Présence de trémors

Les trémors (seuls les trémors non volcaniques sont évoqués ici) sont des signaux sismiques de longue durée (quelques minutes à quelques heures), de faible amplitude, qui ne présentent pas d’ondes de volumes clairement identifiables. Ils se propagent à la vitesse des ondes S, et leur contenu fréquentiel est principalement entre 1 et 10 Hz. Après la découverte de ce type de signaux dans les régions non volcaniques par Obara [2002], Rogers and Dragert [2003] ont montré leur association avec les glissements lents, et proposent l’appellation episodic tremor and slip (ETS) pour décrire ce phénomène. Des trémors ont été détectés dans la plupart des zones de subduction, leur association avec les glissements lents est clairement établie dans certaines régions (Cascades [e.g. Rogers and Dragert, 2003; Dragert et al., 2004], Japon [e.g. Obara et al., 2004; Hirose and Obara, 2006]). Des associations moins claires entre trémors et les glissements lents semblent exister dans d’autres régions (Mexique [Payero, 2008; Kostoglodov et al., 2010], Costa Rica [Brown et al., 2005]). Récemment, des trémors associés aux glissements lents ont été détectés en Nouvelle-Zélande [Kim et al., 2011], alors que les études précédentes n’en avait pas décelé [Delahaye et al., 2009; McCaﬀrey et al., 2008; Wallace and Beavan, 2010]. Une des seules zone de subduction ou des trémors associés aux glissements lents n’ont pas été détectés est la péninsule de Boso au Japon [Ozawa et al., 2003; Ozawa et al., 2007].
Du fait de l’absence de trains d’ondes clairement identifiables, et de leur faible rapport signal sur bruit, les trémors sont diﬃciles à localiser. Les techniques utilisées pour localiser les trémors se basent sur diﬀérentes approches. Les plus courantes sont les suivantes : (1) l’utilisation des corrélations d’enveloppes des signaux de trémors [Obara, 2002], (2) l’identification, dans les signaux de trémors des séismes à basse fréquences et à très basses fréquences (low frequency earthquakes (LFEs) and very low frequency earthquakes (VLFEs), qui sont ensuite localisés [Shelly et al., 2007] et (3) l’utilisation de mini-réseaux sismiques qui utilisent l’information sur la phase des signaux pour détecter l’azimut du train d’onde puis, par triangulation à partir de plusieurs réseaux localiser les signaux.
Toutes ces techniques présentent des incertitudes assez grandes, particulièrement sur la profondeur des trémors pour laquelle ces incertitudes peuvent atteindre plu-sieurs dizaines de kilomètres. Actuellement, les études ne s’accordent pas quant à la localisations des trémors. Certaines études montrent que les trémors sont disper-sés sur une gamme de profondeur de plusieurs dizaines de kilomètres, allant de la croûte océanique subductée à la croûte continentale sus-jacente [McCausland et al., 2005; Kao et al., 2005, 2006]. Des études récentes décrivent que les trémors sont constitués principalement de LFEs, et localisent ces LFEs à proximité de l’interface de subduction [Shelly et al., 2006, 2007; Brown et al., 2009]. Les trémors sont alors considérés comme des petits évènements de cisaillement à proximité de l’interface de subduction. Si une corrélation spatiale entre les zones de glissements lents et les zones de trémor est bien établie au Japon et dans les Cascades (figure 1.6), il semble exister une décorrélation spatiale au Mexique (voir figure 1.6 et Kostoglodov et al. [2010]; Beroza and Ide [2011]).
En conclusion, l’état actuel des connaissances ne permet pas de révéler si ces diﬀérences apparentes reflètent des disparités de fonctionnement entre les zones de subductions, ou des diﬀérences dans les moyens de détections et les méthodes de localisation de ces trémors.

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.

Mécanismes des glissements lents

De nombreuses études s’intéressent aux mécanismes des séismes lents. On peut distinguer deux types d’approches : la première est basée sur la construction de modèles numériques reproduisant l’occurrence des glissements lents. Ces modèles cherchent à reproduire les caractéristiques des glissements lents observés, en terme de durée, d’amplitude et de localisation. La deuxième approche, observationnelle ou des séismes lents générés par ces deux types de modèles (durée, vitesse de glisse-ment) sont assez éloignées des observations. Cela a conduit à la complexification des modèles proposés, les auteurs s’intéressant aux conditions de génération de glis-sements transitoires « réalistes » [p.ex. Liu and Rice, 2007, 2009; Rubin, 2008]. Il résulte de ses travaux que pour générer des séismes lents, il faut une contrainte nor-male eﬀective (contrainte normale moins la pression de pore) faible, et une distance caractéristique d’aﬀaiblissement (Dc) importante. Ces deux paramètres permettent l’apparition d’une large zone de nucléation qui n’est pas suivie de l’apparition d’une instabilité.
Une autre approche développée récemment postule que les séismes lents résultent d’une stabilisation du glissement par un phénomène de dilatation [Segall et al., 2010; Liu and Rubin, 2010]. L’idée est que le glissement entraine une dilatation du milieu, donc une augmentation de la pression de pore. Cela conduit à une augmentation de la contrainte normale eﬀective, ce qui empêche l’apparition d’une instabilité. Les eﬀets conjugués de la dilatation et de la pression du fluide limitent ainsi la vitesse de rupture.
La présence d’une pression normale eﬀective faible, et l’intervention de fluides dans les mécanismes de génération des séismes lents sont appuyées par plusieurs observations de rapports Vp=Vs faibles aux endroits ou se produisent les séismes lents [Shelly et al., 2006; Song et al., 2009; Audet et al., 2009]. L’origine de ses fluides pourrait être les relations de déshydratation dans la plaque plongeante [Liu and Rice, 2007]. Brantut et al. [2011] souligne le rôle que peuvent jouer les réactions de déshydratation dans la stabilité du glissement.

Approche observationnelle ou expérimentale

Les modèles numériques précédemment évoqués modélisent les séismes lents comme du glissement sur une interface. Or, les observations géologiques montrent que la déformation est souvent distribuée dans un certain volume de roche. La figure 1.8, issue de Fagereng and Sibson [2010] présente des modèles de failles schématiques : le premier modèle correspond à un plan de faille discret, le deuxième modèle à un plan de cisaillement visqueux homogène. Le troisième modèle correspond à une zone de cisaillement hétérogène, formée d’un mélange de roches compétentes (comporte-ment cassant) et incompétentes (comportement visqueux). Ces auteurs proposent que ce troisième modèle soit représentatif des zones de subduction, dans lesquelles des matériaux hétérogènes (provenant à la fois des sédiments et de la croûte océa-nique) pourraient former une bande de cisaillement. Ils suggèrent que l’évolution de la compétence des roches au sein des bandes de cisaillement puisse être responsable du changement de comportement des failles, avec le passage d’un comportement en stick-slip à des glissements stables.

Caractéristiques géologiques de la région

La convergence entre les plaques Amérique du nord et Cocos est accommodée le long de la fosse d’Amérique centrale (Middle American Trench). La plaque Cocos, qui entre en subduction, est relativement jeune (autour de 20 Ma) dans la région de Guerrero que nous allons étudier. L’état de Guerrero se situe entre les latitudes de -98.5 et -102.5 . La chaîne volcanique Trans-Mexicaine, d’extension est-ouest autour d’une latitude de 21 N, est une des conséquences de cette subduction. L’orientation oblique de cette chaîne volcanique par rapport à la fosse suggère que la localisation du volcanisme est contrôlée par la géométrie de la plaque plongeante, qui est relativement complexe (voir Pardo and Suarez [1995] et section 1.3.3). La localisation de l’arc volcanique actif a migré en direction de la fosse au cours des derniers 10Ma [Ferrari et al., 1999, 2001]. Certains auteurs suggèrent que la longueur de la partie plate de l’interface diminue du fait du retrait de la plaque plongeante vers la fosse (slab rollback) [Ferrari et al., 2001; Manea and Manea, 2011]. Ce phénomène pourrait être responsable de la migration du volcanisme.
Les structures géologiques de la plaque supérieure dans la région de Guerrero révèlent une absence de structures géologiques compressives dans les derniers 20 Ma [Morán-Zenteno et al., 2007; Nieto-Samaniego et al., 2006]. La sismicité récente révèle également que les séismes se produisant dans la plaque supérieure ont des mé-canismes au foyer en tension [Pacheco and Singh, 2010]. Cela suggère que la plaque supérieure est largement découplée de la plaque plongeante à des profondeurs rela-tivement faibles, et qu’il n’y a pas de transmission de contraintes compressives dans la plaque supérieure [Kim et al., 2010]. Des études GPS récentes sur le Mexique montrent que la déformation dans la région de Guerrero est dominée par la défor-mation élastique liée à la subduction [Marquez-Azua and DeMets, 2003, 2009].

Vitesses de convergence

Les vitesses de convergence entre les plaques Cocos et Amérique du Nord obtenues à partir de diﬀérents modèles sont présentées sur la figure 1.10. Les modèles cinéma-tiques de plaques reposent sur l’hypothèse de plaques rigides dont les mouvements sont décrits par un pôle de rotation et une vitesse angulaire de rotation (théorème d’Euler). Les directions et vitesses de déplacement des plaques sont inversés à par-tir d’observations géologiques : les vitesses d’accrétion océanique, les azimuths des failles transformantes et les mécanismes au foyer des séismes. Le modèle NUVEL-1A [DeMets et al., 1994] a fait référence pendant de nombreuses années. Récemment, un nouveau modèle (MORVEL, DeMets et al. [2010]) a mis à jour le modèle NUVEL-1A en intégrant un plus grand nombre de plaques (25 contre 12), et en utilisant les vitesses de déplacements mesurées par la géodésie pour contraindre les mouve-ments des plaques qui ne sont pas connectées à une ride océanique. Pour l’étude de la déformation dans la région qui nous intéresse, DeMets et al. [2010] proposent également un modèle centré sur les plaques Cocos, Rivera et Juan de Fuca, qui uti-lise un circuit (relations entre les plaques) plus simple que le modèle MORVEL et évite donc les erreurs systématiques liées à un circuit intégrant un grand nombre de plaques. Ce modèle (PVEL), basé uniquement sur la géodésie, est approprié pour les études géodésiques dans la partie ouest de l’Amérique du Nord et de l’Amérique centrale.

Géométrie de la subduction

La géométrie de la subduction dans la région de Guerrero au Mexique a été ana-lysée dans de nombreuses études, en utilisant la sismicité [Suárez et al., 1990; Singh and Pardo, 1993; Pardo and Suarez , 1995; Pacheco and Singh, 2010], la sismicité et la gravité [Kostoglodov et al., 1996], ou à partir d’imagerie par fonctions récepteur [Pérez-Campos et al., 2008; Kim et al., 2010]. Toutes ces études s’accordent pour montrer que la subduction, qui a initialement un pendage assez faible, devient qua-siment horizontale à environ 150 km de la fosse. Nous présentons ici les résultats de deux études récentes.
En utilisant l’imagerie par fonctions récepteurs, rendue possible par la présence d’un réseau temporaire de stations sur un profil perpendiculaire à la côte (entre 2005 et 2007), Pérez-Campos et al. [2008], puis Kim et al. [2010] proposent une image de l’interface de subduction. La plaque Cocos plonge avec un pendage de 15 jusqu’à 80 km au Nord de la côte, puis devient subhorizontale sur une distance de 200 km, ou elle plonge dans le manteau avec un pendage de 75 (voir figure 1.12). Dans la zone plate, l’interface de subduction se situe à une profondeur d’environ 40 km. De plus, cette imagerie révèle l’existence d’une fine zone à faible vitesse entre la croûte océanique de la plaque plongeante et la croûte continentale. Kim et al. [2010] suggèrent la présence d’une couche hydratée, ou d’une pression de fluide importante au sommet de la croûte océanique, pour expliquer les faibles vitesses observées. Une autre possibilité serait la présence d’un coin de manteau résiduel [Pérez-Campos et al., 2008; Manea and Gurnis, 2007].
L’étude la plus récente basée sur la localisation des hypocentres et les mécanismes au foyer [Pacheco and Singh, 2010] propose une géométrie pour l’interface de sub-duction légèrement diﬀérente de celle évoquée précédemment. C’est la partie la plus superficielle de l’interface, entre 0 et 100 km de la ride, que les diﬀérences sont les plus importantes. Pacheco and Singh [2010] reportent l’existence de trois groupes de séismes (voir figure 1.13) : (1) les séismes de mécanismes inverses, assez superficiels, se produisant sur l’interface de subduction (en bleu sur la figure 1.13). Ce type de séisme disparait à 50 km au Nord de la côte. (2) Les séismes de mécanismes inverses et normaux se produisent plus à l’itérieur des terres à des profondeurs de 25 à 45 km (séismes jaunes et séismes rouges profonds sur la figure 1.13).

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