Étude spatio-temporelle de la rupture sismique à partir des données télésismiques

      Pour les séismes indonésiens (01/01/96, Mw=7.9; 16/07/96, Mw=6.6; 22/07/96, Mw=7), dans l’inversion de la source sismique, nous n’avons utilisé que les ondes de volume. Pour trou-ver une solution satisfaisante nous avons utilisé d’autres observations comme la distribution des répliques sismiques qui a une orientation oblique par rapport à la fosse. Une modélisation du champ de déplacement montre que malgré cette orientation de la rupture, le vecteur de glisse-ment est presque perpendiculaire à la fosse, ce qui coïncide bien avec la direction de convergence du Nord Sulawesi. Un modèle cinématique a été proposé pour décrire ces interactions complexes entre les structures majeures de la région. D’autre part, nous démontrons que les séismes de juillet sont des répliques tardives de celui de janvier.

      Dans le cas du séisme du Pérou (21/02/96, Mw=7.5), nous avons fait une inversion des ondes de volume, ainsi qu’une inversion des ondes de surface en utilisant une méthode tomographique de la source. Cette méthode, basée sur l’algorithme de recuit simulé nous a permis de déterminer la distribution du glissement. Les spectres des ondes de surface ont été obtenus en utilisant la méthode des fonctions de Green empiriques. Pour ce séisme, produit sur une faille à très faible pendage, nous déterminons un séisme de grande durée avec une propagation bilatérale de la rupture. Les solutions obtenues ont un bon accord entre elles, nous arrivons à proposer un modèle plus complet de la rupture, ce qui aurait amener beaucoup plus d’incertitude en utilisant uniquement les ondes de volume.

      L’expérience acquise pendant cette thèse montre que, pour faire une bonne interprétation du comportement de la rupture, il est recommandé d’utiliser le plus d’informations possible. Ainsi, on peut contraindre la solution de manière satisfaisante grâce aux différentes résolutions inhérentes à chaque méthode.

      In the study of the Indonesian earthquakes (01/01/96, Mw = 7.9; 07/16/96, Mw = 6.6; 07/22/96, Mw = 7), we carried out solely a body waveform inversion. In order to obtain a satisfactory solution we used additional constrains provided by other quality data. Thus, the aftershocks show an oblique distribution respect to the trench line. However, the surface displacement modeling shows that the slip vector is almost perpendicular to the trench. This is in good agreement with the convergence at North Sulawesi. We proposed a kinematic model to describe the complex behavior of the main tectonic structures of the region. Also, we show that July earthquakes are late aftershocks of the January earthquake.

      In the case of the Peru earthquake (02/21/96, Mw=7.5), we carried out a surface wave inversion by using a source tomographic technique. This is based on the simulated annealing method, which enables us to find the slip distribution. The surface wave spectra were obtained by using the empirical Green’s function method. This long duration earthquake is characterized by a fault with a gentle dip and a bilateral rupture propagation. The obtained solutions show a good agreement between them, the rupture model proposed would have a high uncertainty by using solely the body wave inversion.

      We conclude that a good interpretation of the rupture behavior needs the most information available. This allows to constrain the solution, due to the different resolutions inherents to each method.

1. Sismométrie 5
1.1 Les instruments VBB 6
1.2 La réponse instrumentale 8

2 Les ondes de volume et les ondes de surface 11
2.1 La méthode d’inversion des ondes de volume 11
2.1.1 Théorie inverse de la source sismique 12
2.1.2 La fonction de Green dans la Terre 13
2.1.3 La fonction temporelle de la source 14
2.1.4 Propagation et atténuation géométrique 15
2.2 Le Problème inverse 16
2.2.1 Le maximum de vraisemblance 17
2.2.2 L’erreur 18
2.3 La méthode d’inversion des ondes de surface 20
2.3.1 Le tenseur de moments sismiques de deuxième ordre 20
2.3.2 Estimation des paramètres temporels et géométriques de la source 21
2.3.3 Les paramètres d’une source instantanée 23
2.3.4 Estimation de la durée locale moyenne de la source 25
2.3.5 Le champ de déplacements et les moments de forces équivalentes 27
2.3.6 Le champs des déplacements et le tenseur de moments 28
2.3.7 Le choix des mécanismes au foyer possibles 30

3 Les Données et leur préparation 33
3.1 Un peu de cuisine sur les données 33
3.1.1 La préparation des données 33
3.2 Quelques couplages et trappes 34
3.2.1 L’importance de la quantité et la distribution des stations 34
3.2.2 L’importance des ondes S 37
3.2.3 La structure 37
3.2.4 Couplage profondeur/fonction temporelle de la source 42
3.2.5 Couplage pendage/moment sismique scalaire 43

4 SÉISME DE BARISAKHO, 45
4.1 Abstract 46
4.2 Introduction 46
4.3 Tectonic setting 47
4.4 Surface wave inversion 49
4.5 Surface wave data analysis 53
4.6 Body wave data analysis 60
4.7 Conclusions 62
4.8 Acknowledgments 63
4.9 References 63

5 SÉISME DE SUSAMYR, 65
5.1 Abstract 66
5.2 Introduction 66
5.3 Tectonic Setting 68
5.3.1 Surface Faulting 69
5.4 Surface Wave Inversion 70
5.5 Surface Wave Study 72
5.6 Body Wave Analysis 76
5.6.1 Point source modeling 79
5.6.2 Finite rupture model 81
5.6.3 Unilateral rupture model 81
5.6.4 Bilateral rupture model 83
5.7 Seismic Precursor 84
5.8 Discussion 86
5.9 Conclusions 87
5.10 Appendix A 88
5.11 Acknowledgments 88
5.12 References 89

6 SÉISME DE SULAWESI, 93
6.1 Abstract 94
6.2 Introduction 94
6.3 Tectonic Setting 96
6.4 Bathymetry and Gravity of the Northern Sulawesi Trench 97
6.5 Seismicity 98
6.6 The Tsunami 100
6.7 Body Wave Analysis 100
6.7.1 The January 1, 1996 mainshock 102
6.7.2 The July 1996 earthquakes 103
6.8 Modeling of Surface Displacement 106
6.9 Seismic phase precursor 109
6.10 Results and Discussion 111
6.11 Conclusions 113
6.12 Acknowledgments 113
6.13 References 114

7 SÉISME DU PÉROU, 1996 117
7.1 Abstract 118
7.2 Introduction 118
7.3 Surface Wave Analysis 120
7.3.1 Source spectra 120
7.3.2 Tomographic imaging 120
7.4 Broadband body wave analysis 123
7.5 Discussion and Conclusion 125
7.6 Acknowledgments 126
7.7 References 127

Conclusions générale 129

Références générales 133

A SÉISME D’AIGION 151

       Pour le séisme de Sulawesi la rupture est relativement simple. Cet événement superficiel majeur a produit un tsunami assez important. Malheureusement, seule l’information télésismique est complète et la connaissance de la structure locale est assez pauvre. Les résultats obtenus nous permettent d’avoir une meilleure idée du comportement sismique de la région. Le cas contraire s’est présenté pour le séisme d’Aigion, un séisme de magnitude moyenne pour lequel il y a eu beaucoup d’informations et de contraintes. Tout semble indiquer que la caractérisation a été assez complète. Cette information permet de reduire l’incertitude de plusieurs paramètres qui les ondes de volume avaient du mal à contraindre. En revanche, le séisme du Pérou est peut être le plus complexe, avec une longue durée (plus de 50 s). Les solution fournis par les ondes de surface et les ondes de volume semblent cohérentes entre elles. D’autres données pourraient aider à mieux contraindre la zone de rupture et à vérifier la directivité.

       Chacune des méthodes utilisées nous a donné un aperçu particulier de la source. La combinai-son des différentes méthodes est très importante car elle permet d’obtenir une bonne résolution dans l’intervalle des fréquences auxquelles elles sont les plus sensibles. Actuellement, l’un des buts dans la compréhension du processus de rupture est d’intégrer les résultats pour construire des modèles plus complets. La qualité de l’inversion des différents séismes étudiés montre implicitement qu’il n’est pas nécessaire d’avoir une grande concentration de stations, mais plutôt une distribution azimutale régulière. D’autre part, le balayage de l’espace des paramètres reste toujours très important. Notons l’importance de l’information a priori qui nous permet de nous guider dans l’espace des solutions.

       Nous avons trouvé que pour le séisme de Barisakho (Ms = 6.5; 23/10/1992) l’utilisation des moments d’ordre deux des ondes de surface et l’analyse de la forme d’onde des ondes de volume, ont donné des résultats comparables. Ce séisme superficiel en faille inverse à faible pendage, a une direction qui coïncide avec l’orientation de la chaîne du Grand Caucase. Le plongement de la faille est en bon accord avec ceux observés dans les nappes plissés de la région.

       L’un des résultats les plus importants de l’étude de ce séisme, a été la bonne qualité de l’inversion des ondes de surface obtenue grâce à l’utilisation des périodes intermédiaires. Généralement, cet intervalle des fréquences est réservé aux ondes de volume. Ainsi, par l’intermédiaire des ondes de surface nous pouvons recupérer des informations parfois inaccesibles à partir des ondes de volume. Parmi les avantages à utiliser ces deux types d’onde il y a la possibilité de réduire les ambiguïtés intrinsèques de chaque méthode. De plus, les moments sismiques d’ordre supérieur permettent d’avoir une idée de la dimension de la source, même si cette fois ci, il à été difficile de bien la déterminer.

       Dans le cas du séisme de Susamyr (Ms = 7.4; 19/08/1992) nous avons suivi la même méthodologie de combiner les ondes de surface et les ondes de volume utilisés pour le séisme de Géorgie. La durée du séisme a été plus grande pour les ondes de volume. Le bon accord entre les deux méthodes montre que nous avons bien contraint la distribution spatiale et temporelle de la source. Par ailleurs, ce séisme présente un fort pendage. L’estimation de la taille de la rupture donne une aire d’environ 30 x 20 km2, cette symétrie quasi-elliptique de la rupture pourrait expliquer la faible vitesse instantanée (1 km/s) déterminée à partir des ondes de surface. La directivité observée coïncide bien avec la distribution des répliques obtenue par Mellors et al. (1997). Nous considérons que la rupture a commencé à la limite socle-sédiments, à l’est de la vallée, puis qu’elle s’est propagée horizontalement vers l’ouest. D’autre part, la segmentation de la faille aurait pu jouer un rôle important, pour compliquer davantage la directivité.

       Quant au séisme de Sulawesi (Mw = 7.9; 01/01/1996), la plupart de l’information disponible a été de mauvaise qualité, excepté pour les données télésismiques. Pour le séisme du ler Juin nous avons obtenu un bon ajustement de la forme d’onde. Malgré les difficultés introduites par le faible pendage de cette jeune plaque, nous avons bien déterminé la direction du plan de faille vers le NE. L’orientation coïncide avec la distribution des répliques du premier mois. En revanche, l’analyse des événements de juillet a été plus complexe, l’un des paramètres les plus difficiles à résoudre étant la direction du plan. Le plan nodal sud choisi comme actif, n’a aucune station autour de lui sur la sphère focale pour contraindre son mouvement. Sa mauvaise détermination déstabilise la détermination des autres paramètres. Le séisme principal du 1er janvier a présenté une simplicité remarquable, le glissement s’est développé sans aucune aspérité évidente. En revanche, les répliques de juillet présentent une plus grande complexité qu’on peut observer directement dans les formes d’onde. La comparaison directe de la forme d’onde des trois séismes indique qu’ils ont bien des caractéristiques sismogéniques similaires et que les séismes de juillet sont probablement des répliques de celui de janvier. En ce qui concerne les précurseurs, nous avons bien caractérisé celui du 22 juillet qui a eu une durée de moins de 2 s. En revanche, pour celui du 1er janvier, il a été un peu plus difficile à mettre en évidence, car les deux précurseurs sont apparemment du même ordre de grandeur.

       La mauvaise connaissance de la sismicité locale ne nous a pas permis d’imager la forme de sa distribution en profondeur. Ainsi, il est difficile de proposer un modèle plus complet de l’interaction entre la faille de Palu et la subduction de la plaque des Célèbes. La subduction de cette plaque au-dessous de Sulawesi s’effectue avec un angle assez faible, ensuite la plaque se courbe rapidement. Il est important de remarquer que la variation de pendage se fait aussi le long de la fosse. Ainsi, la plaque est subhorizontale près de la faille de Palu et légèrement plus inclinée vers la région des Moluques. Pour bien comprendre le comportement de cette plaque il faudrait des études plus précises. Un réseau local permettrait déjà de définir les limites de la partie asismique. Éventuellement, cette information permettrait d’obtenir une tomographie locale. De cette manière nous pourrions mieux définir l’interaction possible entre les structures majeures. Pour l’instant, l’information disponible ne permet pas d’aller plus loin que ce que nous avons dit dans le chapitre VI.

       Un autre résultat important est l’orientation du glissement. Malgré l’intéraction complexe entre les différentes structures, l’orientation du glissement est presque toujours N-S, et elle est constante tout au long de la fosse. Cette direction de glissement coïncide aussi avec la direction des déplacements observés par GPS. De plus, cette direction n’est pas trop différente de celle de la composante de cisaillement de la faille de Palu. Le modèle que nous avons décrit dans le chapitre VI semble cinématiquement acceptable. Il répond bien à la dynamique imposée par les mouvements relatifs des plaques majeures. Le bloc de Sula a une convergence NWN, qui se traduit par une composante de cisaillement sur la faille de Palu, et d’autre part par la convergence entre le Nord Sulawesi et le sud de la plaque des Célèbes.

       Le séisme du Pérou (Mw = 7.5; 21/02/1996) a eu lieu dans une région de faible activité télésismique, qui n’avait pas connu de séismes de grande magnitude depuis plus de 250 ans. L’angle de subduction de la plaque de Nazca est assez faible. Ce séisme superficiel a eu lieu très près de la fosse. La taille du plan de rupture n’est pas complètement bien déterminée. L’analyse des ondes de volume n’a pas donné une idée très claire de la directivité, cette dernière en revanche semble être mieux mise en évidence par les ondes de surface. Cette directivité est en bon accord avec la distribution des répliques qui dessinent une rupture subparallèle à la fosse. L’in-version non-linéaire utilisée montre une concentration du glissement sur le centre de la faille. La détermination de la durée de ce séisme, pour les ondes de volume, est probablement polluée par des réverbérations d’eau (apparemment typiques pour plusieurs séismes de la côte Pacifique de l’Amérique du Sud). D’autre part, le tsunami qui s’est produit garde certaines similitudes avec celui de Sulawesi, tous les deux sont provoqués par des séismes superficiels à faible pendage, qui ont produit des «run-ups» importants. Néanmoins, les similitudes s’arrêtent là, car la distance par rapport à la fosse du séisme de Sulawesi est plus importante.

       Pour le séisme d’Aigion (Ms = 6.2; 15/06/1995) la fonction source obtenue pourrait être due à deux événements. La résolution de la méthode en utilisant les ondes de volume ne permet pas de modéliser clairement l’interaction des deux sources. Il est reconnu que pour les séismes superficiels, l’interférence des phases directes et réfléchies produit une sous-estimation de l’angle de pendage espéré, ainsi la détermination de cette deuxième source, que nous associons à une faille plus verticale, devient difficile à vérifier. Son centroïde se situerait autour de 3—4 km, pro-fondeur pour laquelle la méthode n’a pas suffisamment de résolution. Si l’on accepte l’existence d’une faille qui a cassé en deux épisodes, avec deux pendages différents, le deuxième mécanisme devrait avoir un angle de plongement plus grand, impliquant un changement de courbure. Néanmoins, on ne peut pas écarter la possibilité de l’existence des déformations complexes internes autour de la faille. Braunmiller (1991) a étudié des séismes similaires dans la même région, il est parvenu à bien séparer les différentes phases produites par le séisme en utilisant des profondeurs plus grandes. Après avoir effectué plusieurs tests nous trouvons que la profondeur de ce séisme ne dépasse pas 9 km.

      Récemment L. Vaillant (communication personnelle) a fait une inversion non-linéaire en utilisant la méthode de recuit simulé et a obtenu un pendage légèrement plus fort pour ce séisme. On peut voir dans l’annexe que, les stations situées autours des plans nodaux sont une bonne contrainte pour contrôler l’orientation du plan. Neanmoins, selon le modèle de croûte utilisé, on peut trouver des différences importantes dans le calcul des angles de sortie de la source (take-off angles), il peut alors faire varier de façon significative la solution obtenue.

      Finalement, dans plusieurs cas les limites de la méthode nous empêchent d’aller au-delà de la simulation de source ponctuelle. Même si cette approche est efficace, on reste limité lorsque la rupture a été très épisodique, avec des variations dans sa géométrie, avec une contribution importante de la directivité ou encore dans le cas où elle est dominée par une importante distribution du glissement sur le plan de faille. En effet, avec cette méthode on ne peut pas synthétiser un comportement bi— ou tridimensionnel de la source. La limite naturelle de cette méthode cherche toujours à «imposer un poids ponctuel». Heureusement, les séismes présentés dans cette thèse ont été bien décrits par l’approche de source ponctuelle ou source ligne.