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Bilan quadriennal du thème Failles

I. Couplage aux frontières de plaques

- I.1 Couplage et segmentation de la subduction chilienne

Le séisme de Maule (Mw = 8.8, Chili, 27/02/2010) s’est produit dans une zone qui présentait un déficit de sismicité attesté par des campagnes de mesures sismologiques locales, et un fort taux d’accumulation de déformation attesté par les mesures GPS que nous avons réalisé ces dernières années le long de la subduction chilienne. Ces mesures mettent en évidence de longues zones fortement couplées séparées par des zones plus étroites où le couplage diminue fortement. Ces zones montrent une très bonne corrélation avec les ruptures historiques et donc la segmentation de la subduction (Métois et al. 2012). Les zones faiblement couplées qui semblent arrêter la plupart des ruptures sismiques, sont liées à des structures géographiques (pointes, baies, péninsules) de la plaque supérieure et morphologiques (failles transformantes, dorsales fossiles) de la plaque subductante. Dans le cadre de la thèse de G. Ducret, nous avons analysé l’ensemble de l’archive de données SAR disponible pour la période 1992-2011, pour apporter des contraintes sur la déformation de surface entre 25S et 35S. L’ensemble des données interférométriques permet de construire une carte de déformation intersismique qui complète les analyses GPS effectuées par le laboratoire en apportant une meilleure sensibilité verticale et continuité géographique. Par ailleurs, une première étude, sur l’essaim sismique de Copiapo de 2006 (Mw=6.9), qui se produit sur l’une de ces péninsules où le couplage est faible, a permis pour la première fois de séparer les contributions co- et post-sismiques. L’inversion du déplacement de surface montre que le déplacement post-simique est plus profond que le co-sismique mais d’amplitude comparable. Les plus grands séismes traversent parfois certains segments. On peut donc se poser la question de la stationnarité dans le temps du couplage : après un séisme le couplage est faible puisque la zone est en fluage post-sismique. A quelle échelle de temps celui-ci se réinstalle-t-il ? Aussitôt après que la relaxation post-sismique soit terminée ? Beaucoup plus tard au terme d’un long processus à l’échelle du cycle sismique ? Le fonctionnement physique de ce système (fluage sismique/a-sismique vs. aspérités purement sismiques) n’est pas encore élucidé. Nous pensons néanmoins avoir « mis le doigt » sur quelque chose d’important, et voulons poursuivre l’effort de quantification de la plaque Sud-Américaine tout au long de la subduction.

Madariaga, R., M. Metois, C. Vigny, and J. Campos (2010), Central Chile finally breaks, Science, v. 328(5975), pp. 181-182, doi : 10.1126/science.1189197.

Metois, M., A. Socquet, and C. Vigny (2012), Interseismic coupling, segmentation and mechanical behavior of the central Chile subduction zone, J. Geophys. Res., v. 117, doi : B03406 10.1029/2011jb008736.

Ducret G., M.-P. Doin, R. Grandin, C. Lasserre, and S. Guillaso, "DEM corrections before unwrapping in a Small Baseline Strategy for InSAR time-series analysis", 2012, soumis à IEEE Geoscience and Remote Sensing Letters (GRSL)


- I.2 La zone de jonction triple des plaques Nord Amérique, Cocos et Caraïbe

A partir d’observations géodésiques au Guatemala, Salvador et Chiapas (Mexico) dont la mise en place a débuté en 1999 et d’études sismologiques de terrain, nous avons proposé un modèle cinématique de la déformation dans cette zone complexe de jonction triple : la vitesse relative des plaques NA/CA décroit progressivement d’est en ouest de 20mm/an à l’est du Guatemala à 0 mm/yr vers l’ouest. Cette décroissance est compensée par une déformation interne de l’extrémité ouest de la plaque Caraïbe qui s’étend à 9 mm/an, cette extension étant localisée notamment sur le graben de Guatemala City. L’arc volcanique délimite, au sud, un bloc arc qui a un mouvement dextre 14 mm/an par rapport à la plaque Caraïbe au sud Guatemala et Salvador. L’inversion de ce champ de vitesse indique que le couplage le long de la subduction de la plaque Cocos varie latéralement avec un fort couplage sous le Mexique et un couplage faible sous le Guatemala et le Salvador. Comme dans le cas du Chili, la signification physique de ces variations latérales reste à étudier ainsi que les implications de ce modèle en terme d’aléa.

Franco, A., C. Lasserre, H. Lyon-Caen, V. Kostoglodov, E. Molina, M. Guzman-Speziale, D. Monterosso, V. Robles, C. Figueroa, W. Amaya, E. Barrier, L. Chiquin, S. Moran, O. Flores, J. Romero, J. A. Santiago, M. Manea, and V. C. Manea (2012), Fault kinematics in northern Central America and coupling along the subduction interface of the Cocos Plate, from GPS data in Chiapas (Mexico), Guatemala and El Salvador, Geophys. J. Int., v. 189(3), pp. 1223-1236, doi : 10.1111/j.1365-246X.2012.05390.x.

Franco, A., E. Molina, H. Lyon-Caen, J. Vergne, T. Monfret, A. Nercessian, S. Cortez, O. Flores, D. Monterosso, and J. Requenna (2009), Seismicity and Crustal Structure of the Polochic-Motagua Fault System Area (Guatemala), Seismol. Res. Lett., v. 80(6), pp. 977-984, doi : 10.1785/gssrl.80.6.977.


- I.3 Accumulation de la déformation intersismique au Népal

Dans le cadre de l’ANR EFIDIR (http://efidir.fr) le laboratoire de Géologie de l’ENS et ses partenaires ont développé de nouvelles méthodes permettant d’extraire du signal dans des interférogrammes fortement bruités par la troposphère et la végétation. Ces avancées ont permis d’étudier des régions considérés auparavant comme inaccessibles à la mesure comme la limite de plaques Inde–Eurasie au sud de l’Himalaya. Cette région constitue un objet géologique exceptionnel pour l’étude de la collision continentale, de la déformation lithosphère associée, des séismes, des liens entre topographie, déformation, érosion, hydrologie. Grâce à de nouveaux algorithmes de filtrage et traitement global de larges populations d’images ERS et ENVISAT nous avons pu détecter les effets de la topographie et de la saisonnalité atmosphérique et les corriger à l’aide de données météorologiques indépendantes et d’un modèle analytique du délai troposphérique stratifié affectant le signal radar (Jolivet et al., 2011). Ces corrections effectuées, nous avons interprété le signal résiduel comme étant dû au soulèvement intersismique à l’aplomb de la zone de transition sous le Haut Himalaya dans la zone du Graben de Thakkhola. La vitesse de soulèvement au front des Annapurnas (7mm/an) peut être expliqué par le glissement à une vitesse de 18-21 mm/an de la partie profonde (> 20–24 km) et à faible pendage (3–6°) du Main Himalayan Thrust. Il n’existe pas de différence détectable entre le soulèvement observé dans la région de Thakkhola et la région de Kathmandou, pourtant située à 200 km plus à l’Est. Ceci suggère que la variabilité latérale du couplage le long du chevauchement Himalayen est très faible comme le suggère aussi l’analyse des observations GPS (Ader et al., 2012).

Grandin R., Doin M.-P., Bollinger L., Pinel-Puysségur B., Ducret G., Jolivet R., and Sapkota S. , Long-term growth of the Himalaya inferred from interseismic InSAR measurement, Geology, 2012, vol. 40, n°12 (december 2012), doi:10.1130/G33154.1.

Ader, T., J. P. Avouac, J. Liu-Zeng, H. Lyon-Caen, L. Bollinger, J. Galetzka, J. Genrich, M. Thomas, K. Chanard, S. N. Sapkota, S. Rajaure, P. Shrestha, L. Ding, and M. Flouzat (2012), Convergence rate across the Nepal Himalaya and interseismic coupling on the Main Himalayan Thrust : Implications for seismic hazard, J. Geophys. Res., v. 117, doi : B04403 10.1029/2011jb009071.


- I.4 frontière inter ou intraplaque : le cas de la faille de Beichuan au cœur du LongmenShan

La chaîne des Longmen Shan (LM) située en bordure orientale du plateau Tibétain s’est structurée à la fin du Trias et a été réactivée au Cénozoïque. Cette chaîne est caractérisée par un faible taux de convergence (moins de 3mm/an) et pourtant un exceptionnel gradient topographique entre le plateau tibétain à 4500m d’altitude et le craton Chine du Sud à 500m. La faille de Beichuan au cœur de la chaîne accommode l’exhumation du socle cristallin sur l’avant pays et a été le siège d’un séisme majeur (Mw=8) le 12 mai 2008 qui a conduit à reconsidérer l’aléa sismique dans la région. Nous avons travaillé sur les marqueurs géologiques pour estimer une vitesse long terme de la faille de Beichuan qui sera comparée dans le futur aux données géodésiques au fur et à mesure de leur acquisition et disponibilité. Les échantillons prélevés au toit de la faille sont métamorphisés dans le faciès schiste vert. Deux générations de chlorites et de phengites sont identifiées par des cartographies chimiques sur un échantillon. Les estimations thermobarométriques de ces deux paragénèses montrent un premier stade du métamorphisme à 350°C et 500 MPa suivi un d’un approfondissement quasi isotherme jusqu’à 1GPa ce qui indique que la zone de la faille de Beichuan permet l’exhumation de socle depuis 30 km de profondeur après une phase d’épaississement. Les données thermochronologiques de Wang et al. (2012) montrent deux stades de surrection du massif cristallin situé dans le toit de la faille de Beichuan, un vers 30-25 Ma suivie d’une réactivation entre 15-10 Ma, ces phases de surrection correspondent sans doute à l’exhumation de ce massif cristallin après l’épisode d’épaississement enregistré par la deuxième génération de chlorite micas. Nous souhaitons maintenant dater en Ar39/Ar40 in situ ces deux générations de micas et de dater les alanites (épidotes) qui auraient pu cristalliser pendant les épisodes schiste vert pour caractériser les phases d’épaississement. Quatre forages à plus de 4km de profondeur effectués, par la Chinese Academy of Sciences, au travers de la faille de Beichuan, montrent l’imbrication d’écailles de socle (provenant du toit de la faille) et de sédiments triasiques charbonneux (provenant du mur). Nous voulons mener une étude pétrographique et géochronologique des échantillons prélevés de part et d’autre de la faille dans ces écailles. Plusieurs niveaux de gouges existent au travers de cette structure, que l’on peut relier à autant de séismes, certaines contiennent une quantité importante de graphite. Or le degré de graphitisation de la matière organique est dépendant de la température. Nous espérons pouvoir déduire la température atteinte pendant un glissement cosismique en analysant la matière organique (par spectroscopie raman) prélevé dans une de ces gouges

Godard, V., R. Pik, J. Lave, R. Cattin, B. Tibari, J. de Sigoyer, M. Pubellier, and J. Zhu (2009), Late Cenozoic evolution of the central Longmen Shan, eastern Tibet : Insight from (U-Th)/He thermochronometry, Tectonics, v. 28, doi : 10.1029/2008tc002407.

Robert, A., M. Pubellier, J. de Sigoyer, J. Vergne, A. Lahfid, R. Cattin, N. Findling, and J. Zhu(2010), Structural and thermal characters of the Longmen Shan (Sichuan, China), Tectonophys., v. 491(1-4), pp. 165-173, doi : 10.1016/j.tecto.2010.03.018.


II. Dynamique des zones de failles : évolution spatio-temporelle de la déformation

- II.1 Activation de la sismicité dans la zone du méga séisme de Sumatra 2004

Les déformations de la lithosphère sont typiquement observées et modélisées à travers différentes échelles de temps et d’espace. Les récents séismes d’Avril 2012 dans l’océan Indien (dont le plus gros évènement décrochant jamais enregistré) présentent la particularité de ne pas être situés sur une frontière de plaque classique. Pour comprendre ces évènements, il faut intégrer le cadre géodynamique plus global de la plaque Inde-Australie, de la collision Himalayenne à la subduction de la plaque Australienne sous le bloc de la Sonde. On peut cependant également les expliquer à beaucoup plus courte échelle de temps comme étant le résultat d’une accélération de la déformation intraplaque Indo-Australienne depuis le séisme d’Aceh en 2004. Aux deux échelles de temps, on observe l’Australie se détacher de son « frein » indien le long de failles transformantes pré-existantes (Delescluse et al., 2012). Quels sont les processus qui peuvent permettre l’évolution vers une nouvelle frontière de plaque localisée ? Les déformations de la lithosphère océanique posent la question de son affaiblissement par des processus dont de nombreux indices laissent penser qu’ils sont liés aux fluides et à la serpentinisation. Ces processus plutôt profonds sont difficilement observables et quantifiables in-situ.

Delescluse M., N. Chamot-Rooke, R. Cattin, L. Fleitout, O. Trubienko and C. Vigny (2012), April 2012 intraoceanic seismicity off Sumatra boosted by the Banda-Aceh megathrust, Nature, in press


- II.2 Le rift de Corinthe : un laboratoire naturel pour l’étude des failles actives et leurs interactions

Dans le cadre du projet européen CRL (Corinth Rift Laboratory, http://crlab.eu), l’ENS est plus particulièrement en charge du suivi des déformations crustales (GPS, INSAR) et de l’acquisition et de l’analyse des données sismologiques recueillies par le réseau permanent de 13 stations (CRLNET). Nous avons réalisé une relocalisation globale de l’ensemble de la base de données sismologiques acquises au cours des 8 premières années de fonctionnement de CRLNET soit plus de 65 000 événements (séjour postdoctoral de Sophie Lambotte). Ce travail a permis d’obtenir une image extrêmement précise de la zone sismique qui apparaît par endroit très localisée en profondeur et à d’autres endroits (notamment au centre du golfe) plus éparse et complexe. Le modèle de Rigo et al. (1996) d’une simple zone de décollement sous le rift a pu ainsi être réévalué avec ces nouveaux résultats et un modèle alternatif dans lequel l’extension est localisée principalement sous le rift est proposé (Lambotte et al., 2013). Un point important concerne l’observation et l’analyse des fluctuations spatio-temporelles de la sismicité que nous commençons à pouvoir apprécier grâce à la continuité des mesures sur près de dix ans. Ces fluctuations sont très importantes avec l’existence de bouffées d’activité sous la zone moyenne de décollement. Dans le même temps les vitesses des cinq stations GPS permanentes déployées depuis 2002 n’ont montré aucune fluctuation temporelle et celles disponibles pour le réseau dense de répétition continuent de montrer que l’extension est presque entièrement localisée dans la partie centrale et immergée du rift, seules deux zones de la faille (Psathopirgos près de Patras et le cap Psaromita) montrant des gradients. Une avancée récente et très importante permise par les séries GPS longues associées aux données d’interférométrie radar concerne la mesure des mouvements verticaux dans le rift. Ces données verticales sont tout à fait cruciales pour contraindre la réhologie et les moteurs de la déformation. Dans le cadre du projet ANR SISCOR, nous avons entrepris la construction d’un modèle mécanique (travail postdoctoral de Saber El Arem) prenant en compte les contraintes apportées par les nouvelles données sismologiques, GPS et par l’observation géologique des failles avec une estimation réactualisée de leur mouvement. (collaboration CRPG Nancy et IRSN). Enfin, les travaux réalisés dans le cadre de la thèse d’Eugénie Pérouse permettent de replacer la tectonique du rift de Corinthe dans cadre géodynamique plus global, d’une part à l’échelle de la Méditerranée orientale (Perouse et al., 2012), d’autre part à l’échelle régionale de la jonction entre le rift de Corinthe, la terminaison ouest de la subduction Hellénique, et la faille de Céphalonie (Perouse et al, 2013). Plusieurs séismes significatifs se sont produits dans la zone de CRL ou à sa périphérie ces dernières années,, ainsi que d’important essaims dans la partie ouest du rift, près des villes de Nafpaktos et Patras, dans la zone centrale étudiée dans l’ANR SISCOR. En dépit de leur magnitude modérée ( Mw=5.3), les séismes de 2010 près de Nafpaktos ont produit des signaux GPS et interférométriques très clairs (plusieurs cm déplacements du sol) confirmant une profondeur de 5-6 km vue par la sismologie et permettant de quantifier plus précisément qu’avec la sismologie le glissement sur les failles et de rendre l’ensemble plus robuste par la comparaison des moments sismiques géodésiques et sismologiques. Ce couplage entre approche sismologique et géodésique est performant sur le site de CRL pour caractériser une sismicité de magnitude comprise entre M=5 et M=6 alors que le plus souvent, lorsque les réseaux sont moins denses seule la sismicité de magnitude supérieure à 6 est accessible conjointement par l’ensemble des méthodes. Une part importante de la sismicité du pourtour méditerranéen étant caractérisée par une sismicité pouvant produire des dommages importants dès les magnitudes 5 à 5..5 nous pensons que l’approche observationnelle dense et long terme ainsi que les outils et méthodes que nous développons avec nos partenaires peut constituer un apprentissage important applicable ailleurs en Europe. C’est dans cet esprit que le site de CRL a été labellisé site instrumenté par l’INSU et Supersite par le GEO.

Pérouse, E., N. Chamot-Rooke, A. Rabaute, P. Briole, F. Jouanne, I. Georgiev, and D. Dimitrov, Bridging onshore and offshore present-day kinematics of the Central and Eastern Mediterranean : implications for crustal dynamics and mantle flow, Geochem. Geophy. Geosys, sous presse

Lambotte S., H. Lyon-Caen, P. Bernard, A . Deschamps, F. Pacchiani, A. Nercessian, M. Drilleau, P. Adamova, G. Patau, Reassessment of the rifting process in the western Corinth rift from relocated seismicity, to be submitted to Geophys. J. Int, septembre 2012


III. La source sismique : du laboratoire aux données géophysiques de terrain

- III.1 Lois de friction, propagation dynamique et couplages minéralogiques

La diminution de résistance au frottement des roches lors du glissement sismique contrôle la dynamique des tremblements de terre (taille, vitesse et mode de rupture). A haute vitesse de glissement (de l’ordre de 1 m/s), l’échauffement par dissipation d’énergie mécanique affecte la friction et donc le glissement. Grâce à un travail expérimental et théorique, nous avons démontré que l’échauffement frictionnel induit, entre autres, des décompositions minérales, telles que les réactions de déshydratation. Celles-ci, véritables pompes à chaleur, limitent l’élévation de température co-sismique sur le plan de faille, et donc la signature thermique des séismes. Elles sont aussi des sources importantes de fluide qui peuvent provoquer une importante augmentation de la pression interstitielle dans la faille, voire des surpressions, et donc favoriser les grands glissements pendant la propagation des séismes (Brantut et al. JGR 2008, 2010 ; 2011a ; Brantut et al. Geology 2010). Ces travaux dont nous pensons que la teneur et les conséquences peuvent être très importants pour la compréhension des séismes ont été en bonne partie réalisés dans le cadre de la thèse de Nicolas Brantut a qui a été décerné le prix de thèse 2011 du Comité National Français de Géodésie et de Géophysique (CNFGG). De manière symétrique, un des problèmes majeurs, mis en relief par les travaux théoriques et les données de terrain récentes, concerne la répartition de l’énergie libérée pendant un séisme. Celle-ci dépend de la vitesse de propagation de la fracture qui génère le séisme (sub-sonique ou supersonique par exemple), ainsi que des accélérations/décélérations brusques du front de rupture. Les récents progrès technologiques ont permis la mise au point d’appareils d’enregistrements acoustiques / accélérométriques continus à haute fréquence. L’utilisation de ce type de système dans des expériences de laboratoire permet d’étudier le rayonnement sismique et microsismique pendant la propagation dynamique d’une fracture. Dans le cadre d’une collaboration avec l’Istittuto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) de Rome, cette méthode, couplée à des technique d’imagerie photo-élastique haute fréquence, a montré que nous pouvions localiser en temps réel le front de rupture, et les fronts d’ondes qui y sont associés, sur des échantillons de résine, aussi bien pour des séismes sub-soniques, que supersoniques et ceci pour la première fois (Schubnel et al., EPSL 2011) . Notre dispositif expérimental permet à présent d’étudier l’énergie rayonnée par des nano-séismes reproduits au laboratoire, dans un système dont la mise à l’échelle permet de quantifier les spectres d’accélérations potentiels du sol auxquelles on peut s’attendre pour un type de séisme naturel particulier. Une thèse (François Passelègue), coencadrée par Alexandre Schubnel et Raul Madariaga, et en cotutelle avec Stefan Nielsen à l’INGV Roma, est en cours depuis octobre 2011 sur ce sujet.

Brantut, N., A. Schubnel, J. N. Rouzaud, F. Brunet, and T. Shimamoto (2008), High-velocity frictional properties of a clay-bearing fault gouge and implications for earthquake mechanics, J. Geophys. Res., v. 113(B10).

Brantut, N., A. Schubnel, J. Corvisier, and J. Sarout (2010), Thermochemical pressurization of faults during coseismic slip, J. Geophys. Res., v. 115, doi : B05314 10.1029/2009jb006533.

Brantut, N., R. Han, T. Shimamoto, N. Findling, and A. Schubnel (2011), Fast slip with inhibited temperature rise due to mineral dehydration : Evidence from experiments on gypsum, Geology, v. 39(1), pp. 59-62, doi : 10.1130/g31424.1.

Schubnel, A., S. Nielsen, J. Taddeucci, S. Vinciguerra, and S. Rao (2011), Photo-acoustic study of subshear and supershear ruptures in the laboratory, Earth Planet. Sci. Lett., v. 308(3-4), pp. 424-432, doi : 10.1016/j.epsl.2011.06.013


- III.2 Le séisme de Maule, Chili 2010 vu par le GPS

Le séisme du 27 février 2010 (M=8.8) au Chili est le cinquième plus gros séisme de l’époque instrumentale (au sens de la sismologie large bande moderne) après celui de 1960 également au Chili (M=9.5) et ceux de 1964, 2003 et 2011 d’Alaska, Sumatra et Japon. Ce séisme majeur s’inscrit dans la longue liste de très grands séismes répertoriés le long de la côte chilienne depuis qu’une archive existe soit environ quatre siècles. Grâce à un réseau GPS (stations permanentes et campagnes) que nous avions mis en place au cours des dix années précédentes dans le cadre de ce qui est devenu le Laboratoire Associé Montessus de Ballore et à un réseau de stations sismologiques et accélérométriques en partie déployées dans le même cadre, nous avons pu disposer pour ce séisme de 2010 d’un nombre très important de données. En combinant les données GPS de campagne, les accélérogrammes à grande dynamique, les enregistrements « strong motion » plus classiques et un ensemble d’enregistrements GPS continus et pour la plupart à 1 Hz. nous avons modélisé le processus de rupture du séisme (Vigny et al., 2011). Nous pensons qu’en raison du grand nombre de données disponibles et de leur qualité, ce séisme est, avec celui de 2011 au Japon, idéal pour chercher à comprendre comment se crée un séisme géant, pourquoi et comment, une fois commencée, une fracture s’arrête ou ne s’arrête pas, pourquoi et comment un séisme aussi grand a pu produire des accélérations aussi modérées (et est-ce là une propriété de ce seul séisme ou une caractéristique de tous ces séismes majeurs de subduction ?) ? Afin de répondre à ces questions il est impératif de déterminer très précisément la distribution de glissement sur la surface de la faille et l’étendue de la zone des répliques du séisme. Aucune réplique du séisme de Maule n’a à ce jour dépassé la magnitude 7.1, ce qui est hors normes, puisque, en vertu des lois moyennes de distribution de répliques après un séisme, on doit s’attendre pour un tel séisme à des répliques de magnitude proche de 8 dans les quelques dizaines de mois qui suivent l’événement initial. Ces répliques sont distribuées uniformément sur la zone de rupture ou sont elles concentrées en quelques « aspérités » comme les résultats préliminaires semblent l’indiquer ? Les déformations post-sismiques que nous enregistrons sont également très intéressantes puisqu’elles indiquent une complémentarité avec le glissement co-sismique : les zones qui fluent actuellement sont celles qui ont peu glissé lors du séisme, mais pour autant, ce ne sont pas des zones parfaitement « lisses » puisque plusieurs des répliques les plus fortes, proches de 7, s’y rencontrent (11 février 2011, 25 mars 2012), et ceci en particulier dans la zone épicentrale caractérisée par un faible glissement co-sismique.

Ruegg, J. C., A. Rudloff, C. Vigny, R. Madariaga, J. B. de Chabalier, J. Campos, E. Kausel, S. Barrientos, and D. Dimitrov (2009), Interseismic strain accumulation measured by GPS in the seismic gap between Constitucion and Concepcion in Chile, Phys. Earth Planet. In., v. 175(1-2), pp. 78-85, doi : 10.1016/j.pepi.2008.02.015.

Vigny, C., A. Socquet, S. Peyrat, J. C. Ruegg, M. Metois, R. Madariaga, S. Morvan, M. Lancieri, R. Lacassin, J. Campos, D. Carrizo, M. Bejar-Pizarro, S. Barrientos, R. Armijo, C. Aranda, M. C. Valderas-Bermejo, I. Ortega, F. Bondoux, S. Baize, H. Lyon-Caen, A. Pavez, J. P. Vilotte, M. Bevis, B. Brooks, R. Smalley, H. Parra, J. C. Baez, M. Blanco, S. Cimbaro, and E. Kendrick (2011), The 2010 M(w) 8.8 Maule Megathrust Earthquake of Central Chile, Monitored by GPS, Science, v. 332(6036), pp. 1417-1421, doi : 10.1126/science.1204132.

Moreno, M., D. Melnick, M. Rosenau, J. Baez, J. Klotz, O. Oncken, A. Tassara, J. Chen, K. Bataille, M. Bevis, A. Socquet, J. Bolte, C. Vigny, B. Brooks, I. Ryder, V. Grund, B. Smalley, D. Carrizo, M. Bartsch, and H. Hase (2012), Toward understanding tectonic control on the M-w 8.8 2010 Maule Chile earthquake, Earth Planet. Sci. Lett., v. 321, pp. 152-165, doi : 10.1016/j.epsl.2012.01.006.

Ryder, I., A. Rietbrock, K. Kelson, R. Burgmann, M. Floyd, A. Socquet, C. Vigny, and D. Carrizo (2012), Large extensional aftershocks in the continental forearc triggered by the 2010 Maule earthquake, Chile, Geophys. J. Int., v. 188(3), pp. 879-890, doi : 10.1111/j.1365-246X.2011.05321.x.

Rietbrock, A., I. Ryder, G. Hayes, C. Haberland, D. Comte, S. Roecker, and H. Lyon-Caen (2012), Aftershock seismicity of the 2010 Maule Mw=8.8, Chile, earthquake : Correlation between co-seismic slip models and aftershock distribution ?, Geophys. Res. Lett., v. 39, doi : L08310 10.1029/2012gl051308.


- III.3 Inversion cinématique du séisme de Maule

Le séisme du Maule c’est produit dans une zone qui avait été identifiée comme une lacune sismique imminente (voir la discussion dans Madariaga et al., 2010). Ce séisme a été enregistré localement par des instruments GPS, GPS continu (motogrammes), accélérogrammes, interférométrie radar et des marégraphes. Plusieurs modèles ont été dérivés à partir de ces données ; elles expliquent assez bien la partie basse fréquence du séisme par la rupture d’une large zone de près de 450 km de longueur le long de la zone sismogène du Chili central (Vigny et al, 2011, Lorito et al, 2011, etc). A plus haute fréquence par contre, le séisme semble très différent. Nous avons remarque dans Ruiz et al (2012) que le contenu haute fréquence de ce séisme était très similaire à celui du tremblement de terre de Mw 8.1 qui s’est produit à Valparaiso en 1985. Les accélérations maximales enregistrées en 2010 ont été de 60 %de g et d’une durée à peine supérieure à 60 s. Nous avons récemment réexaminé toutes les données disponibles, spécialement le GPS continu et les accélérogrammes intégrés en vitesse. La source a été modélisée avec deux zones elliptiques, l’ellipse la plus grande allongée entre la côte et le fossé du subduction représentant la partie basse fréquence de la rupture et l’ellipse la plus petite, perpendiculaire, à la terminaison nord de la première, étant à l’origine des hautes fréquences émises par le séisme. La comparaison entre les enregistrements observés et calculés dans quelques stations choisies permettent de comprendre comment les basses fréquences correspondent à un méga séisme de plus de 15 m de glissement maximum, tandis qu’à haute fréquence (périodes de moins de 10 s) le séisme semble beaucoup plus petit.

Madariaga, R., M. Metois, C. Vigny, and J. Campos (2010), Central Chile finally breaks, Science, v. 328(5975), pp. 181-182, doi : 10.1126/science.1189197.

Ruiz, S., R. Madariaga, M. Astroza,, G. R. Saragoni, M. Lancieri, C. Vigny and J. Campos (2012), Short Period Rupture Process of the 2010 Mw 8.8 Maule Earthquake in Chile, Earthquake Spectra, in press


- III.4 La faille de Beishuan

La faille de Beichuan, étudiée dans le cadre de la convergence aux frontières de plaques (voir I.4) a été le siège d’un violent séisme, Mw = 8 le 12 mai 2008. La rupture s’est propagée vers le nord sur 350 km. L’analyse par interférométrie radar des déformations du sol produites par ce séisme (de Michele et al., 2010a, et b) montre que la rupture est partitionnée sur 3 failles : celle de Beichuan en décro-chevauchement dextre, le chevauchement de la faille de Guanxian situé dans l’avant pays et une faille correspondant à un chevauchement aveugle en front de chaîne. L’épicentre du séisme est localisé à 15 km de profondeur suggérant un profond enracinement de la faille de Beichuan.

de Michele, M., D. Raucoules, J. de Sigoyer, M. Pubellier, and N. Chamot-Rooke (2010), Three-dimensional surface displacement of the 2008 May 12 Sichuan earthquake (China) derived from Synthetic Aperture Radar : evidence for rupture on a blind thrust, Geophys. J. Int., v. 183(3), pp. 1097-1103, doi : 10.1111/j.1365-246X.2010.04807.x.

de Michele, M., D. Raucoules, C. Lasserre, E. Pathier, Y. Klinger, J. Van der Woerd, J. de Sigoyer, and X. W. Xu (2010), The M-w 7.9, 12 May 2008 Sichuan earthquake rupture measured by sub-pixel correlation of ALOS PALSAR amplitude images, Earth Planets Space, v. 62(11), pp. 875-879, doi : 10.5047/eps.2009.05.002


- III.5 Les marqueurs géomorphiques : Un nouvel outil pour l’étude de la source sismique ?

Les grands séismes déforment la surface terrestre en créant, en des temps géologiques courts, des reliefs pouvant être considérables et abrupts. Ces reliefs sont évidemment rongés et ciselés par l’érosion, dont ils peuvent d’ailleurs contribuer à moduler l’intensité du fait de leur impact sur les précipitations. Dans la zone épicentrale d’un séisme, nous avons observé que la densité de glissements de terrain décroît selon une loi d’atténuation similaire aux lois d’atténuation sismiques (Meunier et al., 2007, 2008). Cette connaissance peut permettre d’améliorer le zonage des risques gravitaires en zone épicentrale. En complément des données sismologiques et géodésiques, elle peut également apporter une contribution significative à la détermination de la localisation et de l’extension de la source (Meunier et al., 2012) comme nous avons pu le montrer dans le cas de deux séismes japonais (Niigata 2004, Mw=6.6 et Iwate Miyagi 2008, Mw=6.8) ainsi que dans celui du séisme du Sichuan de 2008. Les sources déduites de l’analyse spatiale des glissements de terrain recoupent la zone de rupture sur le plan de faille avec une précision remarquable et permettent même de retrouver l’orientation du trajet principal de la rupture. Cette technique peut s’avérer très utile pour déterminer avec précision la source a) des séismes apparus dans des régions non instrumentées et b) des paleo-séismes dont l’expression géomorphique est encore visible dans le paysage.

Meunier, P., N. Hovius, J. Haines (2007), Regional patterns of earthquake-triggered landslides and their relation to ground motion, , Geophys. Res. Lett., 33.

Meunier, P., N. Hovius, J. Haines (2008), Topographic site effects and the location of earthquake induced landslides, , Earth Planet. Sci. Lett. , doi:10.1016/j.epsl.2008.07.020.

N. Hovius & P.Meunier (2012), Earthquake strong ground motion, and patterns of seismically induced landsliding, , In Landslides : types, mechanisms and modelling, by J.Clague John & D. Stead, Cambridge University Press.

Meunier, P., T.Uchida and N.Hovius, (2012), Landslide patterns reveal the sources of large earthquakes, Earth Planet. Sci. Lett, sous presse.


IV. Les séismes intermédiaires et profonds

- IV.1 Inversion dynamique du tremblement de terre d’Iwate (Japon)

L’inversion dynamique, c’est à dire la détermination directe des paramètres à la source à partir de sismogrammes est désormais possible (DiCarli et al, 2010 ; Ruiz and Madariaga, 2011). Le séisme de profondeur intermédiaire du Nord-Iwate au Japon du 24/07/2008 (Mw=6.8) est très bien adapté pour l’inversion dynamique parce qu’il a été enregistré par plus de 50 instruments des réseaux de mouvement fort K-Net et Kik-net. La rupture de ce séisme de magnitude moyenne a pu être modélisée avec une seule ellipse dont les paramètres ont été calculés par inversion utilisant l’algorithme de voisinage proposé par Sambridge. Le problème direct a été résolu par une combinaison de modélisation de la rupture dynamique par différences finies et la propagation entre la source et les récepteurs par la méthode AXITRA développée par Bouchon et Coutant à Grenoble. La géométrie de la rupture, l’état de contraintes et la loi de frottement ont été inversés dynamiquement. La durée de la rupture est inférieure à 3 s ce qui implique la rupture s’est propagée à très grande vitesse, peut être transsonique. Le glissement maximum a été de 3 m ce qui est très important pour un séisme de seulement Mw 6.8. La chute de contraintes est de 30-40 MPa, dix fois supérieure à celle des séismes crustaux. La réduction de variance entre les enregistrements observés et les synthétiques calculés pour le meilleur modèle obtenue par inversion dynamique est de près de 70 %. Les inversions dynamiques sont non-uniques, nous avons étudié un ensemble de solutions en utilisant la méthode de Monte Carlo afin d’explorer l’espace de solutions. Nous avons pu identifier dans l’espace de paramètres kappa et du moment sismique une région où se situent toutes les solutions du problème inverse.

Ruiz, S., and R. Madariaga (2011), Determination of the friction law parameters of the Mw 6.7 Michilla earthquake in northern Chile by dynamic inversion, Geophys. Res. Lett., v. 38

Di Carli, S., C. Francois-Holden, S. Peyrat, and R. Madariaga (2010), Dynamic inversion of the 2000 Tottori earthquake based on elliptical subfault approximations, J. Geophys. Res., v. 115, doi : B12328 10.1029/2009jb006358.9317 10.1029/2011gl047147.


- IV.2 Mécanique de la sismicité profonde : le rôle des transitions de phase

La source des tremblements de Terre profonds reste encore largement mystérieuse. Si les tremblements de Terre superficiels, qui ont lieu dans des zones où les contraintes normales et la température sont relativement faibles (sn