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Fluides et sismicité dans les roches de la croûte supérieure

contexte général des couplages hydromécaniques et de la sismicité dans les roches fracturées de la croûte supérieure.. Les différents types de sismicité enregistrés ces dernières années sur différents objets géologiques dans lesquels des fluides sont présents (Failles, glissements de terrain, réservoirs et volcans) sont décrits succinctement.
Benoit Derode PHD.https://tel.archives-ouvertes.fr/tel-00942554

Les séismes dits classiques 

les événements sismiques le plus communément étudiés et observés sont les tremblements de terre se produisant sur les failles tectoniques. La rupture émet des ondes de différentes natures et la très grande majorité des signaux enregistrés possèdent des caractéristiques communes, à savoir des formes d’ondes courtes dépendantes de la magnitude du séisme et de la diffusion des ondes au sein du milieu (traduit par la forme de la coda), très impulsives et énergétiques (Fig. ci-contre), un spectre fréquentiel très large bande (du mHz à quelques Hz), et une occurrence générale dépendante de la magnitude du séisme à l’origine de ce signal [Scholz, 2002].

Signal sismique typique des séismes dits « classiques ». Une première arrivée d’onde correspondant à l’onde P longitudinale, suivie de l’onde S transversale de forte amplitude, et d’une coda de longue durée qui s’atténue.

Par exemple, la figure ci-contre présente un enregistrement du signal sismique lors du séisme de Tohoku-Oki (M=9) survenu au Japon en Mars 2011. On peut y observer particulièrement bien la première arrivée de l’onde P decompression suivie quelques secondes plus tard de l’onde S de cisaillement de plus forte amplitude. Le spectre fréquentiel indique que ce signal sismique s’étale sur une large bande de fréquences allant de 0 à 50 Hz. Le fait que ce signal affiche de manière générale une grande quantité de fréquences différentes est assez typique de la sismicité classique. Un séisme produit en réalité toute une gamme d’ondes de fréquences différentes, dont seulms lew Basses fréquences ne sont que faiblement atténuées par le milieu traversé. Lors de l’enregistrement de ces signaux, l’intégralité des basses fréquences (en dessous de 50 Hz) est donc en général visible, alors que les fréquences plus hautes sont absentes en raison du filtre passe-bas que jouent les milieux géologiques traversés.

Exemple d’un déplacement fort en champ proche enregistré à la station K-Net MYG 004 pendant le séisme Tohoku-Oki en 2011, Mw = 9.0.

Les séismes dits « lents »

les séismes lents ont été particulièrement étudiés car ils sont très distincts des séismes dits « classiques », de par la faible amplitude des ondes émises et le contenu particulièrement basses fréquences de leur spectre de Fourier. Les séismes lents présentent aussi des vitesses de rupture et des chutes de contraintes plus faibles que les séismes traditionnels. Ils ont été mesurés principalement sur les failles tectoniques et les volcans, et plus récemment sur les glissements de terrain et les réservoirs géologiques [Beroza et Ide, 2011]. Ces séismes lents sont parfois observés avant de grandes ruptures sismiques

signaux associés à des glissements sur des failles tectoniques : (a) trémor non-volcanique filtré entre 2 et 8 Hz, (b) séisme très basse fréquence filtré entre 5 et 50 mHz; (c) séisme basse fréquence enregistrées au Japon; (d) séisme classique de magnitude Mw = 1.9 à l’Ouest de l’état de Washington aux Etats Unis. D’après Peng et Gomberg [2010]. Colonne centrale : signaux volcaniques traditionnels et leur spectre de Fourier : (e) séisme volcano-tectonique; (f) séisme longue période; (g) trémor volcanique harmonique enregistré dans l’île de la Déception, en Antarctique. D’après Lokmer [2008]. Colonne de droite : (h) signatures sismiques enregistrées à différentes stations du glissement de terrain de Yosemite survenu le 28 mars 2009 (Du Seismoblog of the seismological laboratory, Berkeley, California).