La déformation des continents vueLa déformation des continents vuepar la géodésie spatialepar la géodésie spatiale

Jean-Mathieu NocquetJean-Mathieu Nocquet

CNRS - UMR Géosciences AzurCNRS - UMR Géosciences AzurSophia Antipolis Sophia Antipolis - France- 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

Résistance de la lithosphèreen fonction de la profondeur

Résistance moyenne (intégrée surune colonne) de la lithosphère

Océan

Continent

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 DESCONTINENTS

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 sous-ensemble rigide(carrés rouges)=> (0.3 mm/an)2.

Test de cohérenceavec le sous-ensemblerigide (carrés blanc)=> (0.4 mm/an)

Des vitesses résiduellessignificatives sont trouvées :

-En Scandinavie-Dans le domaine méditerranéen

DEFORMATION EN SCANDINAVIE : LE REBOND POST-GLACIAIRE

• 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

• 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

• 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

RESULTATS DU RESEAU GPS EUROPEEN : VERTICAL

• 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 HORIZONTALES : COMPARAISON GPS/MODELE

Prédiction du modèle Milne et al., 2001Vitesse et tenseur de déformation GPS

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

Armijo et al., 1992

Faille de Sparte, Péloponnèse, Grèce

Faille de Gérolimenas,Sud Péloponnèse,Grèce

• 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

Décalage de 85 km sur 6 Ma Propagation de la faille nord anatolienne

Armijo et al., 1999

• 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 calculla différence de phase Dfentre les deux trajets

700

à 80

0 km

z(y) = f (h, B, a, q, Df )

Connaissant très précisémentles orbites, on obtient h, B, a, q

Altitude moyennée sur un pixelde ~20 m de diamètre au solpour ERS (résolution spatiale),avec une précision de quelquesmètres

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 dedéplacement du sol. L’écart de déphasage par rapport à Df est une mesure dudéplacement du sol selon la direction sol-satellite.

L’INTERFEROGRAMME

Entre les deux passages, lesvariations de position relativedes points à l’intérieur d’unpixel doivent être inférieures àla longueur d’onde radar, sinonla cohérence est perdue pour cepixel

Si un déplacement régional seproduit en surface, avec ungradient suffisamment faible, lacohérence peut être maintenue àl’intérieur des pixels. On peutalors obtenir le déplacement dusol dans la direction sol-satelliteavec une précisioncorrespondant à une fraction delongueur 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

• Pôle d’Euler estimé à partir :

• des vecteurs glissements des séismes

• des données géodésiques

LA CINEMATIQUE DE LA MICRO-PLAQUE ADRIATIQUE

Calais et al., 2002

VITESSES DANS UN REFERENTIEL ADRIATIQUE-FIXE

Nocquet et al., 2004

Jean

-Mat

hieu

Noc

quet

- O

ctob

re 2

001

DEFORMATION & SISMICITE DANS LES ALPES OCCIDENTALES

DYNAMIQUE DES ALPES OCCIDENTALES

Jean

-Mat

hieu

Noc

quet

- F

ebru

ary

5, 2

002

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

faible convergence ?

Modèle : plaque mince, rhéologie

visqueuse non-linéaire pour la

lithosphère

Jean

-Mat

hieu

Noc

quet

- F

ebru

ary

5, 2

002

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)

Dragert et al., 2001

5-10 jours

40

jou

rs

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

Le GPS

CONCLUSIONS

• 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