La déformation des continents vue par la géodésie spatiale
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La déformation des continents vue par la géodésie spatiale Jean-Mathieu Nocquet CNRS - UMR Géosciences Azur Sophia Antipolis - France LE COMPORTEMENT NON-RIGIDE DES DOMAINES CONTINETAUX • 15% de la surface du globe ne se comporte pas de manière rigide • Parmi ces 15%, les domaines continentaux constituent la majorité • Dans ces domaines la déformation pénètre le domaine intracontinental de plusieurs milliers de kilomètres LE COMPORTEMENT NON-RIGIDE DES DOMAINES CONTINETAUX • La distribution de la sismicité le long de la frontière de plaque AFRC/EURA & ARAB/EURA, la déformation devient de plus en plus diffuse à mesure que des domaines continentaux sont mis en jeu • Ce résultat est vrai à la fois pour les zone en raccourcissement (Iran), extension (Rift Est Africain), décrochement (Anatolie) POURQUOI ? • Continents - Croûte mince (10-20 km) avec une épaisseur sismogène de ~15 km - Manteau lithosphérique (80-100 km) qui se déforme par fluage - l’échelle des structures topographiques majeurs (chaînes de montagne, plateau, basins) de 10-100 km suggère que la déformation est lithosphérique et donc dominé par le fluage de la partie inférieure de la lithosphère - Contrainte déviatorique max : 100 MPa - faible densité; fort contraste d’épaisseur crustale => forces > résistance • Océan - Croûte très mince < 10 km - Séismes jusqu’à plusieurs dizaines de kilomètres - Contrainte déviatorique : >> 100 MPa sur une grande profondeur - forces < résistance lithosphérique • Description de la déformation • micro-plaque ? (Tapponnier, IPG Paris) • fluide ? (England, Oxford) • intermédiaire (Thatcher, USGS) RESISTANCE DES LITHOSPHERES OCEANIQUES ET CONTINENTALES Continent Océan Résistance de la lithosphère en fonction de la profondeur Résistance moyenne (intégrée sur une colonne) de la lithosphère LES MECANISMES DE LA DEFORMATION CONTINENTALE : UN DEBAT EN COURS… Description de la déformation • déformation localisée , failles lithosphériques : IPG Paris (P. Tapponnier) • Bloc rigide, propagation de fracture, blocs élastiques • déformation fluide, faille crustale : Univ. Oxford (P. England) • fluide visqueux • bloc avec déformation interne : USGS (W. Thatcher) La géodésie contribue très activement à ce débat APPORT DE LA GEODESIE A LA COMPREHENSION DE LA DEFORMATION DES CONTINENTS La géodésie fournit : •les conditions cinématiques aux limites des systèmes de déformation étudiés •Un moyen de tester l’hypothèse de bloc rigide •Une estimation de la vitesse des failles et donc un outil pour comprendre leur rôle dans la déformation régionale •Une estimation du champ de déformation, que l’on peut comparer à la sismologie, le relier aux forces responsables de la déformation ETUDE DE LA DEFORMATION EN MEDITERRANEE : CONTEXTE GEODYNAMIQUE Mécanisme au foyer SISMICITE ET MECANISMES AU FOYER MECANISMES AU FOYER EN MEDITERRANEE ORIENTALE LE CHAMP DE VITESSE EXPRIME DANS LE REFERENTIEL GLOBALE ITRF2000 • Au premier ordre, le champ de vitesse indique le mouvement de la plaque Eurasie dans un référentiel global •En Europe, il est de l’ordre de 23 mm/an vers le nord-est •Pour en faire une interprétation tectonique, il faut exprimer les vitesses dans un référentiel pertinent : l’intérieur stable de la plaque Eurasie LA DEFINITION DU REFERENTIEL EURASIE STABLE 1. Recherche d’un sousensemble rigide (carrés rouges) => (0.3 mm/an) 2. Test de cohérence avec le sous-ensemble rigide (carrés blanc) => (0.4 mm/an) Des vitesses résiduelles significatives sont trouvées : -En Scandinavie -Dans le domaine méditerranéen DEFORMATION EN SCANDINAVIE : LE REBOND POST-GLACIAIRE • Depuis plus 1 Ma, le climat de la Terre est soumis à une alternance d’épisodes de glaciation/déglaciation • Pendant les périodes glaciaires, les parties nord des continents de l’hémisphères nord sont recouverts de glaciers immenses • Le poids de ces glaciers génère un écoulement visqueux dans le manteau et une déflexion de la surface terrestre • En Europe, depuis 22 000 ans, les glaciers permanents fondent • En conséquence, la Scandinavie remonte lentement (rebond post-glaciaire) • Temps de relaxation = viscosité / module de cisaillement élastique 1021/1010 s ~ 104 ans RESULTATS DU RESEAU GPS EUROPEEN : VERTICAL • surrection en Scandinavie ~ 1 cm/an • Le nord de l’Europe continentale (sud de la Scandinavie) est en subsidence • La vitesse de subsidence maximale est de ~1.5 mm/an aux latitudes 50.5-53°N • La subsidence n’est plus détectée à partir de ~45°N VITESSES HORIZONTALES : COMPARAISON GPS/MODELE Vitesse et tenseur de déformation GPS Prédiction du modèle Milne et al., 2001 • Au sud de la Scandinavie, l’axe principal compressif est systématiquement dirigé vers le centre du golf de Botnie • Au sud de la latitude 52°N, on ne détecte plus de déformation significative (à la précision des observations) • On peut donc définir l’intérieur stable de la plaque Eurasie en Europe à partir des sites géodésiques au sud de cette latitude VITESSES EN MEDITERRANEE ORIENTALE PAR RAPPORT A L’EURASIE LA MICRO-PLAQUE ANATOLIENNE Mc Clusky et al., 2000 LA MICRO-PLAQUE SUD-EGEENNE Mc Clusky et al., 2000 LES DEFORMATIONS PREDITES AUX FRONTIERES DES MICROPLAQUES Mc Clusky et al., 2003 EST-CE COMPATIBLE AVEC LES MECANISMES AU FOYER ? Mc Clusky et al., 2003 MAIS … LA MICRO-PLAQUE SUD-EGEENNE SE DEFORME Faille de Sparte, Péloponnèse, Grèce Faille de Gérolimenas, Sud Péloponnèse, Grèce Armijo et al., 1992 • Idée : • cette extension est liée à la fin de la subduction de la lithosphère océanique africaine •La lithosphère continentale – plus difficile à subducter – provoque un écrasement du domaine sud égéen et donc de l’extension parallèle à l’arc LA PROPAGATION DE LA FAILLE NORD ANATOLIENNE Armijo et al., 1999 Décalage de 85 km sur 6 Ma Propagation de la faille nord anatolienne • Idées : • La géodynamique de la Méditerranée orientale est contrôlée par la propagation de la faille nord anatolienne + subduction hellénique •Pendant des millions d’années, l’Anatolie à été comprimée et une fracture s’est alors propagée qui libère l’énergie élastique emmagasinée •La lithosphère continentale reste élastique sur des dizaines de millions d’années MODELE ELASTO-PLASTIQUE DE LA MEDITERRANEE ORIENTALE • La déformation est modélisée par l’extrusion du bloc anatolien • La subduction est un bord libre (faible résistance) • La force motrice est le mouvement de l’Arabie qui agit comme un poinçon • On étudie la propagation des fractures MODELE ELASTO-PLASTIQUE DE LA MEDITERRANEE ORIENTALE MODELE DEFORMATION LOCALISEE UNE AUTRE TECHNIQUE GEODESIQUE : L’INTERFEREROMETRIE RADAR (InSAR) Par interférométrie, on calcul la différence de phase Df entre les deux trajets 700 à 800 km Connaissant très précisément les orbites, on obtient h, B, a, q z(y) = f (h, B, a, q, Df ) Altitude moyennée sur un pixel de ~20 m de diamètre au sol pour ERS (résolution spatiale), avec une précision de quelques mètres Si on veut retrouver le déplacement du sol, il faut connaître a priori la topographie (sinon ce que l’on mesure c’est une topographie « faussée » par le déplacement du sol). Connaissant a priori z(y), on peut calculer le Df que l’on devrait avoir en l’absence de déplacement du sol. L’écart de déphasage par rapport à Df est une mesure du déplacement du sol selon la direction sol-satellite. L’INTERFEROGRAMME Entre les deux passages, les variations de position relative des points à l’intérieur d’un pixel doivent être inférieures à la longueur d’onde radar, sinon la cohérence est perdue pour ce pixel Si un déplacement régional se produit en surface, avec un gradient suffisamment faible, la cohérence peut être maintenue à l’intérieur des pixels. On peut alors obtenir le déplacement du sol dans la direction sol-satellite avec une précision correspondant à une fraction de longueur d’onde (qq mm) INTERFEROGRAMME DU SEISME D’IZMIT (Mw=7.5, 1999) T. J. Wright (2002) LE MODELE DU REBOND ELASTIQUE • La déformation co-sismique peut-être bien modélisée par un modèle de dislocation dans un demi-espace élastique • Cette déformation correspond au déficit de glissement sur le plan de faille accumulée pendant la période inter-sismique LE MODELE DU REBOND ELASTIQUE • La déformation co-sismique peut-être bien modélisée par un modèle de dislocation dans un demi-espace élastique • Cette déformation correspond au déficit de glissement sur le plan de faille accumulée pendant la période inter-sismique • Les déformations mesurées par GPS sont donc contaminées par la contribution élastique (et donc non-long terme) des failles bloquées •Il faut donc prendre en compte cette information dans la modélisation du champ de vitesse GPS APPROCHE BLOC RIGIDE – DEFORMABLE - ELASTIQUE Nyst & Thatcher, 2005 APPROCHE VISQUEUSE Hatzfeld et al., 1995 L’INTERPRETATION VISQUEUSE DU CHAMP DE VITESSE MEDITERRANEE ET EUROPE OCCIDENTALE : SISMICITE OU EST ABSORBEE LA CONVERGENCE AFRIQUE/EUROPE ? Nocquet et al., 2004 OU EST ABSORBEE LA CONVERGENCE AFRIQUE/EUROPE ? Nocquet et al., 2004 LA CINEMATIQUE DE LA MICRO-PLAQUE ADRIATIQUE • Pôle d’Euler estimé à partir : • des vecteurs glissements des séismes • des données géodésiques Calais et al., 2002 VITESSES DANS UN REFERENTIEL ADRIATIQUE-FIXE Nocquet et al., 2004 Jean-Mathieu Nocquet - Octobre 2001 DEFORMATION & SISMICITE DANS LES ALPES OCCIDENTALES DYNAMIQUE DES ALPES OCCIDENTALES Jean-Mathieu Nocquet - February 5, 2002 Delacou et al. (2003) DYNAMIQUE DES ALPES OCCIDENTALES : MODELISATION SIMPLE Quelle est la contribution relative au champ de déformation des forces tangentielles et des forces de volume dans un contexte de très Modèle : plaque mince, rhéologie visqueuse non-linéaire pour la lithosphère Jean-Mathieu Nocquet - February 5, 2002 faible convergence ? LE CYCLE SISMIQUE EN ZONE DE SUBDUCTION EXEMPLE DE DEFORMATION POST-SISMIQUE • Séisme de Sanriku-Haruka-Oki, Japon 1994, Mw=7.5 • La déformation post-sismique représente 25-40% du signal cosismique LES SEISMES LENTS DES CASCADES (1) 5-10 jours 40 jours Dragert et al., 2001 LES SEISMES LENTS DES CASCADES (2) APPORT DU GPS A LA COMPREHENSION DU CYCLE SISMIQUE • le GPS permanent • grâce à sa résolution temporelle et à sa précision • permet de suivre l’accumulation de déformation au cours du cycle sismique • Complémentaire d’autres techniques : • L’étude de la rupture est généralement réalisée à partir des données sismologiques et de la trace de rupture du séisme en surface (si elle existe) • Mais les mesures GPS sont discrètes • l’InSAR apportent une information continue de la déformation • Les observations continues remettent aujourd’hui en cause le modèle élastique simple du cycle sismique • Elaboration d’un modèle du cycle sismique prenant en compte les déformations asismiques CONCLUSIONS Le GPS • permet d’obtenir une image instantanée des mouvements à la surface de la Terre • a permis de découvrir de nouveaux modes de déformation Il repose sur des services scientifiques • IGS (orbites, stations mondiales) • IERS (rotation de la Terre, système de référence terrestre) • collaboration astronomes, géodésiens, géophysiciens
