L’expérience G-GAP : Données et méthodologie pour l’étude des trémors non volcaniques au Mexique

Télécharger le fichier original (Mémoire de fin d’études)

Caractéristiques des séismes lents

Les séismes lents sont un phénomène encore mal compris. Ils résultent d’un déplacement lent sur l’interface de subduction dans le sens opposé à la direction de convergence. Ces évè-nements relâchent une partie de la déformation tectonique accumulée sans émettre d’onde sismique. Ce processus de glissement par fluage asismique est un processus continu dans lequel il est diﬃcile de discerner un début et une fin. Comme indiqué dans l’aperçu histo-rique, les déplacements peuvent atteindre plusieurs centimètres sur des zones de 300 km par 150 km. Dans la majorité des cas, ces déplacements se localisent dans la zone de transition entre la partie sismogénique de la subduction et la zone en glissement stable. Il existe toutefois des exceptions pour lesquelles des glissements lents se situent dans la zone sismogénique (exemple de la péninsule de Boso au Japon central [Sagiya, 2004, Ozawa et al., 2002] et du Costa Rica [Brown et al., 2005]). Par ailleurs, des variations latérales des propriétés frictionnelles dans la zone de transition entre glissement stable et instable créent une grande variabilité dans la localisation des glissements lents sur les zones de subductions.
Une des caractéristiques principales des séismes lents est leur régularité. Miller et al. [2002] furent les premiers à montrer que des séismes lents se produisent régulièrement (8 évènements entre 1992 et 2001) le long de la zone de subduction des Cascades. Une telle régularité s’observe sur d’autres zones de subduction comme au Mexique [Cotte et al., 2009, Vergnolle et al., 2010] ou au Japon même si la récurrence des SSE présente une plus grande variabilité [Hirose and Obara, 2006]. La Figure 1.4 montre par ailleurs qu’il existe une relation entre la durée des évènements et leurs temps de récurrence. La périodicité des séismes lents contraste avec le caractère irrégulier et imprévisible des séismes classiques et pose de nouvelles questions sur la façon dont les contraintes se relâchent dans la croûte.

Les Trémors Non Volcaniques (NVT)

Aperçu historique

A la diﬀérence du séisme lent, le trémor non volcanique est un signal sismique qui n’a pas été proposé par les sismologues avant sa découverte. Un trémor non volcanique est une vibration de faible amplitude persistante dans le temps, découverte pour la première fois sur la zone de subduction de Nankai au Japon (voir un exemple sur la Figure 1.5a) [Obara, 2002]. Obara [2002] les a découvert au cours d’un test de sensibilité du réseau Hi-net. La comparaison de multiples traces alignées en temps a révélé des formes d’onde continues, semblables à du bruit mais cohérentes sur de nombreuses stations. A l’inverse des signaux émis par les tremblements de terre, ces nouveaux signaux ne sont pas impulsifs et persistent sur de longues durées (de quelques minutes à plusieurs heures, voire plusieurs jours dans certains cas). Par ailleurs, ils ne présentent pas d’arrivées clairement identifiables dans leur forme d’onde (onde P, onde S) ce qui exclut l’utilisation des méthodes traditionnelles de localisation basées sur la diﬀérence de temps d’arrivée des ondes de volume. Obara [2002] a développé une nouvelle méthode de localisation à partir des corrélations des enveloppes des trémors et a montré une localisation en profondeur des sources suivant l’isocontour 30 − 35 km de la plaque océanique Philippine (voir Figure 1.6, [Obara, 2002]). Le nom de « trémor non volcanique » a été choisi en référence à un autre type de vi-brations enregistrées depuis plusieurs décennies sur les édifices volcaniques. Ces signaux, traditionnellement appelés « trémors volcaniques », sont interprétés comme résultant du couplage entre les fluides et la roche au sein des conduits volcaniques [Chouet, 1985, Ju-lian, 1994]. Obara [2002] a choisi le terme « trémors » en raison de grandes similarités des formes d’onde entre les types de signaux. Ils partagent en eﬀet certaines caractéristiques comme une bande de fréquence dominante entre 1 et 10 Hz ou les longues durées en com-paraison de séismes classiques. Toutefois, ces deux phénomènes restent bien distincts. Les trémors volcaniques présentent par exemple des pics sur leur spectre à intervalle régulier en fréquence qui suggèrent des phénomènes de résonance. Le terme « non volcanique » fut rajouté par Obara [2002] pour aider à la distinction des deux phénomènes ; les NVT se produisant dans des zones sans volcanisme (voir la localisation des NVT et des volcans actifs sur la Figure 1.6).
Après leurs premières découvertes au Japon en 2002, des NVT ont peu à peu été mis en évidence dans de nombreuse zones de subduction : Cascade [Rogers and Dragert, 2003], Costa Rica [Brown et al., 2005], Alaska [Peterson and Christensen, 2009], Mexique [Payero et al., 2008] et aussi sur des failles décrochantes [Nadeau and Dolenc, 2005].

Caractéristiques des trémors non volcaniques

Apparence, durée et contenu fréquentiel

Les trémors non volcaniques se présentent comme une vibration de faible amplitude per-sistante dans le temps (voir Figure 1.5a) et cohérente sur un grand nombre de stations. Leur durée varie de quelques minutes à plusieurs jours d’activité entrecoupée de périodes d’accalmie. Les NVT ne présentent pas d’arrivée impulsive d’ondes de volume ou de sur-face comme c’est le cas pour les séismes traditionnels. Leur forme d’onde apparait comme émergente, ce qui complique leur distinction du bruit ambiant. Le contenu fréquentiel des NVT se concentre entre 1 et 10 Hz et s’atténue rapidement à basse et haute fréquence.

Episodic tremor and slip

Rogers and Dragert [2003] ont montré que les trémors non volcaniques sont associés aux séismes lents. Ces auteurs ont proposé une nouvelle terminologie pour ces évènements :
episodic tremor en slip (ETS). La Figure 1.7 illustre cette corrélation temporelle entre les NVT et les SSE. L’association entre glissement lent et NVT est clairement établie aux Cascades [Rogers and Dragert, 2003, Dragert et al., 2004] et au Japon [Obara et al., 2004, Hirose and Obara, 2006]. Dans d’autres zones de subduction, cette corrélation entre les deux types d’évènements semble moins claire (Costa Rica [Brown et al., 2005], Mexique [Payero et al., 2008, Kostoglodov et al., 2010]). En Nouvelle Zélande, une étude récente a pour la première fois détecté des trémors associés aux glissements lents [Kim et al., 2011] alors que les précédentes études n’en avaient pas observés [McCaﬀrey et al., 2008]. Seul le segment de la péninsule de Boso au Japon présente des séismes lents sans trémors associés [Ozawa et al., 2004].

Origine des trémors non-volcaniques

Malgré l’existence de cette association entre NVT et SSE, il est encore aujourd’hui diﬃcile de comprendre les liens qui relient ces deux phénomènes. La question sous-jacente qui est encore largement débattue dans la littérature concerne l’origine physique des trémors non volcaniques. Deux théories s’aﬀrontent pour expliquer ce phénomène. La première associe les NVT à des mouvements de fluides ou aux diﬀérentes conséquences que peuvent avoir des mouvements de fluides (augmentation de la pression de pore par exemple) [Katsumata and Kamaya, 2003, Obara, 2002]. La deuxième hypothèse associe les NVT au cisaillement le long de l’interface de subduction [Shelly et al., 2007b, Ide et al., 2007, Kao et al., 2007, Brown et al., 2009, Ghosh et al., 2009b, La Rocca et al., 2009, Larmat et al., 2009]. Aucune de ces hypothèses n’explique parfaitement les phénomènes observés. Si des fluides sont à l’origine des trémors, nous devrions enregistrer des trémors au niveau de la zone en glissement stable sous le prisme d’accrétion (voir Figure 1.2). Cette zone est en eﬀet saturée en fluide en raison de l’incorporation de sédiments non consolidés dans la subduction qui libèrent une grande quantité de fluide dans la croûte supérieure. A l’inverse, si l’origine des trémors résulte de processus frictionnels à l’interface de subduction, leur distribution spatiale sur les zones de subduction devrait être plus large que ce qui est observé dans la nature. Il est donc diﬃcile de conclure sur un processus spécifique. La nature des signaux suggère plutôt un processus frictionnel. L’amplitude des NVT est souvent plus forte sur les composantes horizontales suggérant de fortes ondes S et donc une source de type cisaillement plutôt qu’en variation de volume. Par ailleurs, Shelly et al. [2006] ont montré que les trémors sont composés majoritairement de séismes basse fréquence. Les séismes basse fréquence ou low frequency earthquakes (LFE) sont des signaux découverts à la fin des années 1990 au Japon. Ils se caractérisent par un déficit en hautes fréquences en comparaison des séismes « classiques » de magnitudes similaires en se référant aux lois d’échelles (voir un exemple de LFE sur la Figure 1.5c). Un autre type de source appelée very low frequency earthquakes (VLF) a été découvert au Japon (voir exemple sur la Figure 1.5b) [Ito et al., 2007, 2009]. Elles présentent des durées comprises entre 20 et 100 secondes pour des magnitudes de 3 à 3.5. Ito et al. [2007] ont montré que ces VLF se localisent dans la même zone que les séismes lents et les trémors non volcaniques. Désormais, des études décrivent les trémors comme étant exclusivement constitués de séismes basse fréquence et/ou de séismes très basse fréquence [Shelly et al., 2007b, Ide et al., 2007, Brown et al., 2009, Ito et al., 2009].
Une des raisons principales qui fait que ces questions restent ouvertes vient de la grande diﬃculté à localiser les trémors en profondeur. Certaines études montrent en eﬀet que les trémors sont distribués sur plusieurs dizaines de kilomètres dans la croûte supérieure dans des zones saturées en fluide avec des faibles rapport Vp/Vs [Kao et al., 2005, 2006, McCausland et al., 2005]. A l’inverse, d’autres études montent que les trémors se composent de LFE localisés proche de l’interface de subduction [Shelly et al., 2006, 2007a,b, 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 glissement lent et les zones de trémor est bien établie au Japon et dans les Cascades, il semble exister une décorrélation spatiale au Mexique (voir Kostoglodov et al. [2010] ; Beroza and Ide [2011]).
Dans l’état actuel des connaissances, il est impossible de déterminer si les diﬀérentes apparences des trémors illustrent une disparité des processus due aux géométries et au fonctionnement des zones de subduction, ou s’il s’agit de biais dans les méthodes de dé-tections et de localisation.

Enjeux pour le cycle sismique

La découverte des séismes lents et des trémors non volcaniques nous oblige à revoir la vision du cycle sismique admise jusqu’alors au niveau des zones de subduction (voir Figure 1.3). Bien que ces nouveaux phénomènes transitoires ne soient pas encore bien compris, ils jouent nécessairement un rôle dans la distribution des déformations dans les zones de subductions. L’existence même des ces phénomènes posent ainsi des questions scientifiques majeures sur les processus de déformation, d’accumulation et de relâchement de contraintes dans la croûte.
La première question concerne l’influence de ces phénomènes sur la récurrence des tremblements de terre. Les episodic tremor and slip1 pourraient engendrer des perturba-tions locales de contraintes aux bord de la zone de transition sur l’interface de subduction qui pourraient déclencher des séismes majeurs dans la partie sismogénique de la faille. Cer-taines études pointent une possible augmentation de l’aléa sismique pendant un épisode d’ETS en particulier si l’extension de l’évènement s’arrête sous la zone sismogénique, ce qui aurait pour conséquence de charger la partie bloquée de la subduction [Lowry et al., 2001, Rogers and Dragert, 2003, Brudzinski et al., 2007]. Mazzoti and Adams [2004] ont estimé avec des méthodes statistiques que la probabilité d’avoir un grand séisme était 30 à 100 fois supérieure pendant un épisode d’ETS. D’un point de vue plus général, ces observa-tions posent la question des interactions entre les séismes traditionnels et les phénomènes transitoires : Les ETS peuvent-ils déclencher des séismes locaux sur l’interface de subduc-tion ou sur des failles de la croûte supérieure ? Quels rôles peuvent avoir les perturbations engendrées par des téléséismes lointains de fortes magnitudes sur l’occurrence des ETS ?
D’autres questions se posent également sur la nature et les mécanismes de ces phé-nomènes transitoires : Où se produisent-ils dans la croûte ? Quelles sont les propriétés frictionnelles responsables de tels phénomènes ? Quel est le rôle des fluides ? Et d’une ma-nière plus générale comment interagissent les séismes lents et les trémors non volcaniques ?
Ces questions sont fondamentales pour appréhender l’aléa sismique en zone de sub-duction. Ces dernières enregistrent en eﬀet les plus forts séismes documentés de nos jours (Chili 1960, Sumatra 2004, Japon 2011 …). La compréhension des ces nouveaux phéno-mènes et de leurs influences sur les déformations en zone de subduction reste donc un enjeux majeur des années à venir afin d’obtenir une image plus réaliste du cycle sismique.

Contexte géodynamique de la subduction mexicaine

Le Mexique central est une région qui s’étend entre 95◦ W – 106◦ W de longitude et 15◦N – 22◦ N de latitude à l’aplomb de la subduction de la plaque Cocos (CO) sous la plaque Nord-Américaine (NA). La vitesse de convergence entre les deux plaques est en moyenne de 6 cm par an. Cette subduction a formé la chaîne volcanique Trans-Mexicaine (TMVB), une zone volcanique active qui s’étend d’Est en Ouest sur 1200 km de long et 100 km de large au niveau de la latitude 19◦N (voir Figure 4.1). La déformation au sein de la TMVB est dominée par de la tectonique extensive active.

Sismicité et lacune sismique de Guerrero

L’état de Guerrero se trouve au Mexique central et s’étend entre -98.5◦et -102.5◦en lon-gitude et entre 16.5◦et 18.5◦en latitude. Cette région se déforme de manière élastique en réponse à la subduction entre les plaques CO et NA [Marquez-Azua and Demets, 2003]. L’activité sismique au sein de cette région est intense avec plusieurs types d’évènements :
• Des séismes superficiels (< 30 km) : Ces séismes se produisent au sein de la plaque supérieure et peuvent atteindre des magnitudes allant jusqu’à 7. La plupart de ces séismes se sont produits au siècle dernier : Pinal y Amoles, 1887, Mb = 5.3 ; Acambay, 1912, Mb = 6.9 ; Japala, 1920, Mb = 6.5 ; Ixmiquilpan, 1950, Mb = 4.9 ; Cordonal, 1976, Mb = 5.3 ; Maravatio, 1979, Mb = 5.3 ; Actopan, 1987, Mb = 4.1 ; Landa, 1989, Mb = 4.6 (e.g. Suter et al, 1996).Il semble que la plupart de ces séismes aient rompu des failles normales et/ou normales-décrochantes appartenant à la zone volcanique Trans-Mexicaine (TMVB) (voir Figure 4.1).
• Des séismes de subduction classiques. Ces séismes se produisent à l’interface entre les plaques CO et NA et atteignent des magnitudes supérieures à 8. Les conséquences de ces séismes peuvent être dramatiques sur les infrastructures et les populations. Le plus fort séisme récent est le séisme de Michoacan du 21 septembre 1985 (Mw = 8.1). Il a engendré de forts dégâts dans la ville de Mexico pourtant située à près de 400 km de l’épicentre. Les rapports oﬃciels font état de plus de 9000 morts (40000 selon le service de sismologie national mexicain) et 30000 blessés. Plus de 1000 bâtiments se sont eﬀondrés. Ces forts dégâts dans une zone pourtant située loin de l’épicentre, s’expliquent par le fort eﬀet de site à Mexico. La ville est en eﬀet construite sur des sédiments lacustres très meubles qui amplifient les ondes et augmentent leur durée dans une bande de fréquence critique pour les bâtiments comprise entre 0.2 et 0.6 Hz [e.g. Beck and Hall [1986], Singh et al. [1988], Chávez-García and Bard [1994]]. D’autres facteurs comme la propagation et les eﬀets de source ont également joué un rôle [e.g. Singh et al. [1990], Campillo et al. [1989]].
La Figure 1.9 présente la localisation des derniers séismes de subduction connus. On remarque qu’ils ont rompu la totalité de l’interface de subduction à l’exception d’une zone d’environ 200 km de long entre 99◦et 101◦W, appelée « gap de Guerrero ». Le fait que cette portion de subduction n’ait pas connu de fort séisme depuis 1911 laisse craindre qu’un fort séisme puisse s’y produire dans les prochaines années. Si la contrainte venait à être relâchée en un unique épisode, la magnitude de ce séisme pourrait atteindre Mw=8.1-8.4 [e.g. Singh et al, 1980]. La lacune sismique au Mexique a été décrite par plusieurs auteurs ces 30 dernières années (e.g Singh et al, 1981 ; Nishenko and Singh, 1987a, Anderson et al, 1989).

Séismes lents et trémors non volcaniques à Guerrero

La présence de cette lacune sismique au Mexique central a amené de nombreuses études à s’intéresser à cette région spécifique du Mexique pour évaluer l’aléa sismique. Ces dif-férentes études ont permis la mise en évidence de séismes lents à Guerrero [Lowry et al., 2001].
Comme l’illustre la figure 1.10, 4 évènements lents ont été enregistrés depuis 1998 dans la lacune sismique de Guerrero, avec une occurrence tous les 4 ans environ (1998, 2002, 2006, 2009-2010) [Lowry et al., 2001, Kostoglodov et al., 2003, Cotte et al., 2009, Walpersdorf et al., 2011]. Les séismes lents de 2002 et 2006, qui ont chacun produit jusqu’à 7 cm de déplacement horizontal en quelques mois, sont parmi les plus forts répertoriés dans le monde à ce jour. Radiguet et al. [2011a] ont modélisé l’évènement de 2006 avec une magnitude équivalente de 7.5 et une durée d’un an avec des taux de glissement de l’ordre de 0.1 à 0.5 m.an−1. Ces valeurs sont en accord avec les SSE observés au Japon [Miyazaki et al., 2003]. Leur rôle dans le chargement/déchargement de l’interface de subduction n’est pas connu et nécessite de l’être afin de mieux comprendre leurs impacts sur la lacune sismique. Plus récemment, Payero et al. [2008] ont également découvert la présence de trémors non volcaniques en parallèle des séismes lents (voir Figure 1.11). La localisation de ces trémors au niveau de l’état de Guerrero montre une décorrélation spatiale entre les sources de trémors et les zones de glissements lents [Kostoglodov et al., 2010]. Les trémors sont localisés plus au nord de la subduction en comparaison de SSE. Cette caractéristique diﬀère des episodic tremor and slip observés aux Cascades et au Japon où les NVT et les SSE sont localisés aux mêmes endroits [Rogers and Dragert, 2003, Obara et al., 2004]. Pour expliquer cette observation, Kostoglodov et al. [2010] ont proposé que les SSE et les NVT sont deux mécanismes distincts dans le processus de déformation de la zone de subduction mexicaine : les séismes lents seraient caractérisés par une glissement lent dans la zone de transition de la subduction. Ce glissement augmenterait les contraintes cisaillantes sur la portion de la faille loin de la fosse, ce qui produirait les activités de trémor. Une telle interprétation est possible en raison de la géométrie particulière de la subduction mexicaine.

Géométrie de la zone de subduction mexicaine

Plusieurs études se sont penchées sur la question de la géométrie du plan de subduction dans la zone de Guerrero. Ces diﬀérents travaux ont utilisé la sismicité [Suárez et al., 1990, Singh and Pardo, 1993, Pardo and Suarez, 1995, Pacheco and Singh, 2010], la gravimétrie [Kostoglodov et al., 1996], ou les fonctions récepteurs [Pérez-Campos et al., 2008, Kim et al., 2010].
Suárez et al. [1990] ont montré, via l’utilisation combinée de données de microsismicité et de données télésismiques de 2 forts séismes ayant eu lieu à l’intérieur des terres, que le slab présente une géométrie particulière : la plaque Coco plonge sous la plaque Nord-américaine avec un angle d’environ 12◦ puis devient subhorizontal jusqu’à 150 km de la fosse au moins. Ce plan subhorizontal se situerait à 40 km de profondeur. Ces auteurs suggèrent que le slab replongerait ensuite pour atteindre une profondeur d’une centaine de kilomètres sous la zone volcanique comme cela a pu être observé dans la plupart des zones de subductions. Trois ans plus tard, Singh and Pardo [1993] ont confirmé ce résultat grâce à l’utilisation de nouvelles données sismiques. Ils obtiennent une géométrie semblable avec un slab devenant subhorizontal aux alentours de 110 km de la fosse jusqu’à plus de 275 km. A nouveau, au-delà de cette distance, il n’y a plus de sismicité pour contraindre la géométrie. Une étude plus générale a été réalisée par Pardo and Suarez [1995] afin de déterminer la géométrie de la zone de subduction au niveau du Mexique Sud. On retrouve la même géométrie que celle obtenue par les études précédentes. Celle-ci s’étendrait entre les zones de fractures de Orozco et O’Gorman et serait bordée de part et d’autre par une subduction avec une géométrie plus raide (environ 30◦). Plus récemment Pérez-Campos et al. [2008] ont obtenu une bonne image de la subduction mexicaine en utilisant des fonctions récepteurs sur le réseau MASE installé au Mexique entre 2005 et 2007. La Figure 1.12 montre ces résultats. On retrouve globalement la géométrie observée précédemment avec la plaque Coco qui plonge avec un pendage d’environ 15◦jusqu’a environ 80 km de la côte. La plaque devient ensuite subhorizontale sur une distance d’environ 200 km. Par la suite, elle plonge avec un fort pendage de 75◦. La profondeur de la partie subhorizontale se trouverait à 40 km de profondeur. Cette géométrie particulière présente l’avantage de faciliter les observations géodésiques et sismologiques. Nous disposons en eﬀet d’une portion de 200 km depuis la fosse où l’interface se situe à 40 km de profondeur. L’installation de stations GPS et sismologiques sur une large portion de l’état de Guerrero permet ainsi de suivre attentivement les phénomènes transitoires mis en évidence récemment.

Table des matières

Introduction générale
1 Contexte général de l’étude : la problématique des nouveaux phénomènes transitoires
1.1 Les lois de friction
1.2 Zone de subduction et « cycle sismique »
1.2.1 Structure et répartition des déformations sur une zone de subduction
1.2.2 Le cycle sismique
1.3 Les séismes lents (SSE)
1.3.1 Aperçu historique
1.3.2 Terminologie
1.3.3 Caractéristiques des séismes lents
1.4 Les Trémors Non Volcaniques (NVT)
1.4.1 Aperçu historique
1.4.2 Caractéristiques des trémors non volcaniques
1.4.3 Enjeux pour le cycle sismique
1.5 Contexte géodynamique de la subduction mexicaine
1.5.1 Sismicité et lacune sismique de Guerrero
1.5.2 Séismes lents et trémors non volcaniques à Guerrero
1.5.3 Géométrie de la zone de subduction mexicaine
1.6 Enjeux de cette étude
2 L’expérience G-GAP : Données et méthodologie pour l’étude des trémors non volcaniques au Mexique
2.1 Le réseau G-GAP
2.2 Détection des trémors non volcaniques
2.2.1 Analyse visuelle
2.2.2 Détection automatique des NVT
2.3 Localisation par formation de voie
2.3.1 Formation de voie
2.3.2 Formation de voie au Mexique
2.3.3 Localisation par formation de voie
2.3.4 Amélioration de la résolution de la formation de voie : utilisation des corrélations
2.3.5 Bilan sur les méthodes de formation de voie
2.4 Application aux NVT
2.4.1 Traitement préalable des données
2.4.2 Application de la formation de voie
2.4.3 Protocole de traitements automatique pour la détection et la localisation des NVT
3 L’expérience G-GAP : Analyse de trémors non volcaniques au Mexique
3.1 Introduction
3.2 Les activités de trémors entre 2009 et 2011
3.3 Suivi temporel de trémors non volcaniques
3.3.1 Détection des NVT
3.3.2 Suivi temporel d’un épisode de NVT
3.3.3 Discussion et conclusion
4 Triggering of Tremors and Slow Slip event in Guerrero (Mexico) by the 2010 Mw 8.8 Maule, Chile, Earthquake
4.1 Résumé
4.2 Abstract
4.3 Introduction
4.4 Data
4.5 Triggering of tremors
4.5.1 Immediate tremor triggering
4.5.2 Tremor activity within the first day after the Maule EQ
4.5.3 Locating sources of non-volcanic tremors
4.6 triggering of SSE
4.7 Triggered SSE and Tremors
4.8 Discussion
4.8.1 Triggered tremors and Modulation
4.8.2 Triggering of SSE and tremors by Large Distant Earthquakes
4.9 Conclusions
4.10 Acknowledgments
5 Modélisation expérimentale de trémors non volcaniques
5.1 Introduction
5.2 Expériences analogiques et étude des trémors non volcaniques
5.3 Description du dispositif expérimental
5.3.1 Montage expérimental
5.3.2 Enregistrement des émissions acoustiques
5.3.3 Préparation des échantillons
5.3.4 Paramètres expérimentaux
5.3.5 Traitement des données
5.4 Slip acceleration and tremors
5.4.1 Résumé
5.4.2 Abstract
5.4.3 Introduction
5.4.4 Results
5.4.5 Discussion and Conclusions
5.4.6 Acknowledgments
5.5 Propriétés de l’interface
5.5.1 Interface déformable et réactive
5.5.2 Caractéristiques du vieillissement
5.5.3 Discussion
5.5.4 Conclusions et perspectives
6 Modélisation numérique de tremors non volcaniques au Mexique
6.1 Introduction
6.2 Le modèle Ben-Zion and Rice (BZR)
6.2.1 Principe du modèle
6.2.2 Modélisation de la zone de subduction mexicaine
6.3 Les évènements de glissements
6.3.1 Répartition et caractéristiques générales des évènements
6.3.2 Exemples de distribution des évènements de glissement
6.3.3 Évolution spatiale et temporelle des évènements de glissement
6.4 Déclenchement par une onde
6.4.1 Principe
6.4.2 Description d’un déclenchement
6.5 Conclusions et perspectives
Conclusions et perspectives
Annexes
A Strength evolution of a reactive frictional interface is controled by the dynamics of contacts and chemical effects
A.1 Abstract
A.2 Introduction
A.3 Experimental method
A.3.1 Friction experiment apparatus
A.3.2 Topography and optical imaging of the interface
A.3.3 Chemical reactivity of the interface
A.4 Results
A.4.1 Slide-hold-slide experiments : effect of surface reactivity on the ageing rate of the interface
A.4.2 Slide-hold-slide experiments : effect of the loading velocity on the healing rate
A.4.3 Hold (no slide) experiments : imaging the dynamics of contact asperities
A.5 Discussion
A.5.1 Comparison with previous experimental studies
A.5.2 Neck contact growth driven by surface tension versus creep
A.5.3 Effect of sliding velocity
A.5.4 Evolution of interface strength in faults : effect of sealing mechanisms201
A.6 Conclusion
A.7 Acknowledgments
A.8 References
Bibliographie