My PhD

Mots clés  : sismologie, interactions sismiques, nucléation, Turquie.

Mon sujet de thèse

Mon sujet de thèse se compose de deux grandes parties :

  1. Interactions sismiques après un important séisme(Turquie, Grèce)
  2. Etude systématique des foreshocks avant des séismes de magnitude supérieure à 6.5

**Interactions sismiques

La Faille Nord Anatolienne, frontière de plaque majeure, s’étend sur plus de 1500 km du nord-est de la Turquie à la mer Egée. La déformation du Nord de la Turquie montre la présence d’une interaction entre l’extrusion vers l’ouest de la plaque Anatolie et l’extension nord-sud dans la région égéenne (Mc Kenzie, 1972). La Faille Nord Anatolienne localise la déformation due à l’extrusion de l’Anatolie (Reilinger et al., 1997) et est caractérisée par d’importants tremblements de terre suivis de périodes de quiéscence. Au XXème siècle, cette faille a connu une séquence de huit tremblements de terre de magnitude supérieure ou égale à 7.
L’extension, quant à elle, est diffuse et associée à des essaims dont l’activité est considérée comme continue (Crampin and Üçer, 1975 ; Dewey, 1976). Ces essaims ont typiquement des dimensions de quelques dizaines de kilomètres.

J’ai étudié l’évolution de la sismicité le long de la faille Nord Anatolienne et dans les essaims au voisinage (figure 1) avant et après les séismes d’Izmit, le 17 août 1999, et de Düzce, le 12 novembre 1999 en Turquie (Durand et al., 2010). Je me suis aussi intéressée à l’activité sismique d’essaims en Grèce, avant et après le séisme de l’Achaia, le 08 juin 2008.

Figure 1 : Seismic activity along and near the western and central sections of the NAF as a function of time and longitude with corresponding map. The major clusters (black triangles) and the epicenters of the largest earthquakes (blue) are identified. The main strand of the NAF is in yellow. The 1999 ruptures are in red. The 1943 rupture is in orange. We observe a long-lasting activity on 3 of the identified clusters.

Pour cette étude, j’ai utilisé les catalogues de sismicité régionaux (Kandilli Observatory et National Observatory of Athens) pour regarder l’évolution spatio-temporelle de la sismicité.

Outils utilisés :

  • cartes avec GMT
  • nombre cumulé d’évènements sur différentes zones et périodes
  • diagramme temps vs. longitude
  • Loi de Gutemberg-Richter pour vérifier la validité des observations

    Figure 2 : a) Map of the peak (positive) dynamic Coulomb stress. black dots denote the events of M>=2.8 in the day after the earthquake. Green circles show the M>=4 events, for the same period. The dotted lines show the traces of the Izmit rupture and the Main Marmara Fault. The continuous line is the Middle Branch of the NAF. b) Map of the static Coulomb stress changes after the Izmit earthquake. The seismicity represented is the activity between October 1, and November 5, 1999. The symbols are the same as in Figure 2a).

Dans cette partie de ma thèse, je m’intéresse aussi au lien entre les changements de contraintes statiques et dynamiques et l’activation sismique observés après le séisme d’Izmit, à l’est de la mer de Marmara (figure 2). Cette région est intéressante en raison de la possible nucléation du prochain grand séisme de la séquence de la NAF.

Je me suis concentrée sur quatre essaims sismiques situés à l’extrémité ouest de la rupture du séisme. Le taux de séismes dans ces essaims est modifié de manière durable. J’ai donc calculé les changements de contrainte de Coulomb sur ces quatre essaims en utilisant un code développé par Michel Bouchon (Méthode des nombres d’onde discrets, Bouchon , 1981, Cotton and Coutant, 1997) pour un unique récepteur. J’ai modifié ce code pour l’appliquer à une grille de récepteurs.

Les variations du taux de sismicité dans les essaims sont reliées aux changements de contraintes. On observe deux comportements différents, suivant si l’essaim est composé d’évènements en décrochement ou en faille normale. D’un côté, les évènements en décrochement sont contrôlés par les contraintes dynamiques à court terme (activation immédiate) et par les contraintes statiques, qui sont faibles ou négatives, à long terme (rapide diminution du taux de sismicité). D’un autre côté, les évènements en faille normale sont contrôlés par la déformation statique de la croûte, chargée en fluides.

**Etude systématique des foreshocks

Pour cette étude, je considère deux zones très bien instrumentées : le Japon et l’ouest de l’Amérique du Nord (côte ouest de l’Alaska, Canada et Etats-Unis).
J’utilise le catalogue en ligne de l’ISC et le JMA (pour la zone du Japon).
De même que pour mettre en évidence les interactions post-sismique, je plotte le nombre cumulé d’évènements, en considérant une zone de 50 km de rayon autour des épicentres des séismes considérés (M>=6.5, à partir de 1999).
On montre que tous les gros séismes interplaques considérés sont précédés de foreshocks de manière quasi-systématique. En opposition, moins de la moitié des séismes intraplaques présentent des foreshocks. Ce contraste souient l’hypothèse d’un glissement lent à l’interface des plaques, qui commence à pénétrer la zone sismogénique bloquée quelques jours ou quelques heures avant les séismes. L’accélération de ce processus peut conduire à la rupture. De plus, la distribution spatiale des foreshocks (figure 3) exclut un déclenchement en cascade des foreshocks et supporte l’hypothèse du glissment lent.

Figure 3 : Relative location of the 5 last foreshocks before subduction earthquakes (one color by sequence). The map shows the projection of the catalog location on the earthquake fault plane and is centered on the earthquake hypocenter (red star).