Imagerie Sismiquede la Terre Profonde - college-de-france.fr · Imagerie Sismiquede la Terre Profonde Barbara Romanowicz Chaire de Physique de l’Intérieurde la Terre Collège de

Imagerie Sismique de la Terre Profonde

Barbara RomanowiczChaire de Physique de l’Intérieur de la Terre

Collège de France, Paris

12 Novembre 2019

Cours no 3 - 1ere partie - Tomographie des temps de parcours des ondes de volume P (ou S)

télésismiques (“Travel time tomography”) - fin

Mécanisme: “Sismo-Azur”http://sismoazur.oca.eu/focal_mechanism_emscrésultats préliminaires

Mécanisme: “Sismo-Azur”http://sismoazur.oca.eu/focal_mechanism_emsc résultats préliminaires

Juillet-Novembre 2019Mw>4.2

Mw5.0




12 Novembre 2019

Cours no 3 - 1ere partie - Tomographie des temps de parcours des ondes de volume P (ou S)

télésismiques (“Travel time tomography”) - fin

Honshu

410660

±1.5%

15

13

05

06

07

08

09

11

12

14

15

13

northernBonin

±1.5%

4106601000

Fukao andObayashi,2013

±1.5%

Tonga

Kermadec

06

07

08

09

10

11

12

13

14

15

±1.5%

4106601000



Quesepasse-t-il vers 1000kmdeprofondeur?

• L’olivine (Mg,Fe)2SiO4 constituant principaldumanteausuppérieur (~57%enpoids),subit destransformationsdephasevers desstructuresplusdenses à despressions équivalentes auxprofondeurs de~400km,~520kmet~670km.

• 400-670km:“zonedetransition”dumanteau

• A400km:Olivine(α) -> spinel(β)• Transformation dephaseexothermique (dégage delachaleur)

Pente deClapeyron de2-3MPa/K

• A520km:• (β)-> (γ) (wadsleite ->ringwoodite)

• Moins d’effet sur lesvitesses sismiques

• A670km:• (γ)-> perovskite (Mg,Fe)SiO3+magnesiowüstite (Mg,Fe)O

• Endothermique (pente deClapeyron négative (-2-6MPpa/K)

• Augmentation dedensité de~10%

Lesdiscontinuités destructuredans lazonedetransitiondumanteau

(Mg0.89,Fe0.11)2SiO4

MgSiO3(bridgmanite)

Deux typesd’ondes sismiques détectent lesdiscontinuités dumanteau supérieur

* Ondes réfléchies sous la discontinuité* Observées sous les océans et les continents

Ondes converties* Observées principalement sous les continents

Précurseurs desondes SSetPP

Détection desdiscontinuités dumanteau

Fonctions “récepteur “

Shearer,1991

Composante transversale dumouvement: alignement desismogrammes en fonction deladistance

Distance (degrés) Distance (degrés)

Réflexionssouslesdiscontinuités

Profils deviscosité dans lemanteau terrestre

Viscosité (Newtonnienne):η:𝜎 = 𝜂 $ %&

%'

Mesure lavitesse dedeformationd’unfluide lorsqu’on lui appliqueune forcedonnée:

- eau(20oC)10-3 Pa-s- Manteau terrestre,en

moyenne 1021 Pa-s

Unités Pa-s

Apartir durebond post-glaciaire

Rebond post-glaciaire +géoideMitrovica &Forte(2004)

σ contrainteε déformation


Augmentationimportante delaviscosité entre500et2000kmdeprofondeur

Rebond post-glaciaire +géoideMitrovica &Forte(2004)


Rudolphetal.,2015,Science

Géoide +tomographie sismique

Saut deviscositéd’unfacteur 100entre660et1000kmdeprofondeur

Imagerie sismique ondes PetSetévolutionspatio-temporelle desplaquesocéaniques

Relationentrelesimagestomographiquesetl’histoiredelasubduction

WenandAnderson,1995

Histoiredelasubductiondans leréférentiel despointschauds

❏volumedelithosphère engloutie (normalisé) 1-2108 km3

Filtrage audegré 6

dVp/Vp

Tomographie

Correlationmaximaleentre800-1100kmdeprofondeur

Evolutionspatio-temporelle desplaquestectoniques

• Oncombine lesimages tomographiques des“plaqueslithosphériques identifiés comme telles dans lemanteau terrestre,avec lesreconstructionsgéologiques pourprolongerdans lepassél’histoire delasubduction.

• Régions decollisioncontinentale, telles lacollisionInde/Asie (eg.Replumaz etal.,2005)• Déformation importantedes2plaques,raccourcies deplusieurs centaines dekilomètres voir plus

• Déformation représentée pardesmodèles deblocs lithosphériques cohérents déterminés à partir destracesdefailles obtenues pardesétudes surleterrainet lesobservationssatellitaires (SPOT,LANDSAT)

• Reconstruction desmouvements deblocsparpasdequelques Millionsd’années correspondants auxchangements majeurs dans lerégimededéformation

Positiondel’Inde etdesblocsdusud-Estdel’Asie depuis 50Ma

Replumaz etal.,EPSL,2005

Achaque époque (50-5Ma):

->Rotationdesblocssansdéformation

->Puis ajustements delasurfacedesblocslelongdecertainesfrontières tectoniques decaracteristiques connues


Inversionglobale detemps deparcours d’ondesP(8Millions),pP (~1Million)etPKP(~1Million)pour300,000séismes de1964à 2000(ISC)

Blocsdetaille variable:0,5o x0,5o dans lesrégions decouverturedense

Théorie: “fréquence finie” permettant derajouter desdonnées depluslonguepériode(temps différentiels PP-P)

Modèle deVp ,Karason etvanderHilst (2000)

Replumaz etal.,EPSL,2005Vestiges delalithosphère océanique del’océan Thétys

Entre1100et600kmdeprofondeur:décalage vers leSud etrotationduslab:En accordavec lapositionreconstruite delalimite deplaques

PositionStationnaireduslabétroit audessus de600kmdeprofondeur


Andaman: reprisedelasubductionetPropagationvers leNordaprèslacollisionInde-Asie

Lecontinent indien estpasséaudessus desapropre lithosphèreengloutie dans lemanteau(voir coupes)


=>La lithosphère froides’enfonce dans lemanteau à:~2cm/an auxprofondeurs >700km~5cm/an audessus de700km

Þ =>Contraste deviscositéentrelemanteau supérieuret inférieur d’unfacteur~200

Þ =>Collisiondébute entre40et55Ma

Þ =>convergence aabsorbé~1500kmdelithosphère

Réorganisation delatectonique en Asie duSud-Estentre40et15Ma:->extrusionde700kmdel’Indochine vers l’Est->expansioncroûteocéanique dans lamer deChineduSud

Déplacements latérauximportants des“slabs”entre1100et700kmdeprofondeur

Reconstructionstectoniques s’appuyuant surl’identification delithosphère océaniqueancienne actuellement située dans lemeau inférieur

Profondeur 1325km Profondeur 2650km

120Ma 240Ma

VanderMeer etal.,NatGeo,2010

Modèle tomographiqueUU-P07Amaru etal.., 2008(Utrecht)

Reconstructionstectoniquesaveccorrectiondelongitude(environ18a20oautour de150Ma

Identifient les limites en profondeur desmorceaux delithosphère et lesassocient audébutetà lafindel’épisode desubductioncorrespondant

Profondeur 1325km Profondeur 2650km

120Ma 240Ma


Modèle tomographiqueUU-P07Amaru etal.., 2008(Utrecht)

Reconstructionstectoniquesaveccorrectiondelongitude

Hypothèse:plaques s’enfoncent verticalement dans lemanteau inférieurPermet dereconstituer lalongitude à laquelle elles setrouvaient aumoment deleur subduction

Subductiondans larégion delamerEgée acommencévers 171MaAtteint ~2000kmdeprofondeur

PlaqueMO(Mongol-Okhotsk)estprésentedelabasedumanteau jusquevers1500kmdeprofondeurAge~240Ma

Laplaque“Farallon”estprésente depuis lebasdumanteau jusque enhautdumanteauinférieur –commence audébutduJurassiqueâge~200Ma)

Reconstructionstectoniques s’appuyuant surl’identification delithosphère océaniqueancienne actuellement située dans lemeau inférieur


Profon

deur

(km)

Agedelaplaque(Ma)

Profondeur minetmaxdesmorceaux deplaqueslithosphériques dans lemanteay en fonctiondesâges tectoniques correspondants

->Vitessemoyenne d’enfoncementdesplaquesdans lemanteau inférieur ~12+/-3mm/an

->contraste deviscosité d’unfacteur de100-300entrelemanteau supérieur etinférieur

->associent tous lesrestes deplaquesà labasedumanteau avecdessystèmesdesubductiond’âge <300Ma

->Anomalie detempérature de50-100oC(conversiondesanomaliesdevitesse entempérature)indique quelesplaquessont “absorbées”ou “mélangées”en300Ma

AnomaliesdeVsprojetées de1200kmdeprofondeur à lapositiondeszonesdeconvergence ilya70Ma

Modèle tomographique compositeAnomaliesdevitesse desondes S

dVs/Vs(%)

Domeier etal.,2016

Comparaisonquantitative(statistique)d’unereconstructiontectonique (Setonetal.,2012)etdemodèles tomographiquesVs

Domeier etal.,2016

Correlationsignificativepourles10modèlestomographiquesconsidérés

Vitesse depénétrationdesplaques:1.1-1.9cm/an

Fondement quantitatif pourl’utilisation d’unréférentiel pourlesmouvements absolus desplaquesbasé surlasubduction+>détermination delapaléolongitude globale :confirmerait l’hypothèse d’une Afriquestationnaire depuis 130Ma+>Corrélations nonrobustes pourlesâges >130Ma(profondeurs >2300km)

Structuredesplaqueslithosphériquesensubductionetétudedelagraine solidedelaTerre

PKP=Ondes réfractées dans lenoyau

Anisotropie delagraine

Vitesses Pdans lagraine: Plusrapides

Pluslentes

Þ =>Anisotropie cylindrique avecaxedesymétrieparallèle à l’axe derotationdelaterre

()*)+

(𝜉)=a +b𝑐𝑜𝑠1𝜉 + 𝑐𝑐𝑜𝑠3𝜉

Anisotropie delagraine

Plusrapides

Pluslentesv

Structurecristalline dufer

AxederotationdelaTerre

IrvingandDeuss,2011

Trajets South-Sandwich ->Alaska

✵ Iles SandwichduSud

▲

Stationsen Alaska

FrostandRomanowicz,2019



▲

Stationsen Alaska

PKPab-df

PKPbc-df



▲

Stationsen Alaska

Modèle tomographique (temps depropagationtelesismiques desondes PetS)en Alaska

TransportableArraystationsen Alaska2014-2019– total280stationslargebande

Martin-Short etal.,2016

Modèletomographique (temps depropagationtelesismiques desondes PetS)en Alaska

Martin-Short etal.,2016

Effet delaplaquerapide surlesondes PKPdf dunoyau

Modèle avec2xdVp/Vp

=>Lapropagationdesondes PKPdf dans laplaquedel’Alaska peut expliquer jusqu’à 2-3sd’anomalies dans lesPKPdf ->ramène lemodèle d’anisotropie delagraine à desvaleurs plusen accordaveclaphysiquedesmatériaux

“Noyaux defréquence finie pourlestempsdeparcoursdesondessismiquesdevolume”

• Dans lecadredelathéorie desrais (approximationdefréquenceinfinie):

• K0 =-1/v0(s) est lenoyau desensibilité, dit noyau deFréchet

• Dans lecadredelathéorie deladiffusionaupremierordre,l’intégrale1Dlelongduraiest remplacée parune intégrale devolume.Ontientalors compte delalongueur d’onde à chaque fréquence (LiandTanimoto,1993;Dahlen,2000;Zhaoetal.,2000)

𝛿𝑇 =6𝐾 𝑥𝛿𝑣𝑣 𝑥 𝑑< 𝑥

V

“Noyaux defréquence finie pourlestempsdeparcoursdesondes sismiquesdevolume”

Intégrale lelongduraiinfinitesimal γ

𝛿T =-∫ ?@AB(@@A𝑑𝑠=∫ 𝐾C

(@@AB ds

SR

M

SR

M

Hétérogéneité

V

Pwaves

Swaves

Montelli etal.,2005,G-cubed


𝛿𝑇 =6𝐾 𝑥𝛿𝑣𝑣 𝑥 𝑑< 𝑥

Anomalie devitesse Anomalie dedensité

Zonedesensibilité “de Fresnel”autour duraidediamètre ~ 𝜆𝐿,où λ est la longeur d’onde etL lalongueur durai

Huang,Dahlen,Nolet, 2000

Ondes P

Période del’onde: 10s

Période del’onde :20s

Permet decombinerdesdonnées decontenu fréquentieldifférent


Anomaliedv/v<0

1

1

21

2

Lesobjets devitesse plusfaible etdepetitetaille sont“cachés”lorsqu’on neconsidère quelapremièrearrivée

=>Sous-estimation desl’amplitude desanomalies devitesse lente parlathéorie desrais:de~30-60%

Montelli etal.,2004

Inversionglobale en “fréquence finie”destempsdeparcours P

Données detempsdeparcours:

Période demesure 20s:- 66,210Temps absolus P20,147temps différentiels PP-P2382temps pP-P- Mesurés parcross-corrélation- Inversionavecnoyaux de

fréquence finie

CourtePériode (~1s):- ~1,5MtempsPdebulletinsISC- 68,000pP- Théorie desrais

Inversionsimultanée :- anomalies devitesse- Perturbatios desparamètres hypocentriques =>Panaches dediamètre ~400km

Montelli et al., 2005

Iceland Pacificsuperswell

Reunion

Hawaii

Nolet et al., 2005

Tomographie globale detempsdeparcours desondesP

Imagerie du“Panache”deHawaii

Wolfeetal.,2011

P wave travel time tomography

mantlecore

(1)

(2)

(1)

(2)

mantle

LeprojetMERMAIDs“MobileEarthquakeRecorderinMarineAreasbyIndependentDivers

Helloetal.,2011

hydrophone

Antenne GPSetIridium

Séisme dans lesAleoutiennes

Sukhovich etal.,2015,NatComm

Testderésolution

Tomographie globale basée surlestempsdeparcours desondes Ptélésismiques avecou sans1000MERMAIDs

Cartes dedensité derais

Pointsrouges=Positionsdescapteurs

Nolet etal.,2019

Positionsdescapteurs aumoment del’enregistrement d’ondes PCouleurs despoints:distances épicentrales

CampagneMERMAIDsautour dupointchaud desGalapagos

CoupesEst-Ouest CoupesNord-Sud

http://geoweb.princeton.edu/people/simons/earthscopeoceans

50MERMAIDs à l’heure actuelle: 9(KobeUniv./JAMSTEC); 2GEOAZUR;16(Princeton);23(SUSTEC,Chine)




12 Novembre 2019

3 – 2e partie - Tomographie des temps de parcoursdes ondes de surface

Séismes =Sourcesd’ondes sismiques

Stationssismiques =enregistreurs

P SSS

Ondes desurface

Ondes desurface� Propagationle longdelasurface delaterre – l’énergie

diminue en profondeur

� Arrivent aprèslesondes devolume

� Contiennent l’essentiel del’énergie longuepériodeengendrée parunséisme (périodes >30s)

� Leur grandes amplitudes dominent lessismogrammes

� Ondes deLove/ondes deRayleigh

� Ondes dispersives:vitesse depropagationdépend delafréquence del’onde

Ondes desurface

• Deux types• Ondes deRayleigh(R)• Ondes deLove(G)

Onlesobservesurdifférentescomposantes dessismomètres

P S

Ondes desurfaceSS

Mouvement elliptiquerértograde dans leplanverticalcontenant ladirectiondepropagation

Mouvement linéairehorizontalperpendiculaire

à ladirectiondepropagation

D’après SteinandWysession,2003

Sismogrammes 3composantes enregistrés à une distance de~12,000kmpourunséisme defaible profondeur

ComposanteVerticale

Composantehorizontale perpendiculaire àladirection source-station

Composantehorizontale parallèle à ladirection source-station

Rayleigh

Rayleigh

Love

PdiffPP

Sdiff

SSSSS

R

T

z

Ondes desurface

• Elles sont dispersives (vitesse depropagationdépend delapériode)

• En général lesondes delonguepériode arriventlespremières

Vitesse degroupe (U)– km/sVitesse depropagationd’ungroupe d’ondes particulier

Vitesse dephase(C)- km/sVitesse depropagationd’unephaseparticulière (unpassage à zeroparexemple)

𝜑𝑝𝑟𝑜𝑝 =𝜔𝑋𝐶

UetCdépendent delapériode del’onde

Séisme en Mongolie enregistré auJapon

Ondes deLovesurlacomposante T

Sismogrammenon filtré

Filtré autour de14.5s

Filtré ~19s

Filtré ~28s

Filtré ~51s

Filtré ~109s(ω = 2π/Τ)X=distanceen km

Ondes desurface

Profon

deur

(km)

LC=ondes deLoveRC=ondes deRayleigh

• Elles sont dispersives (vitesse depropagationdépend delapériode)

• En général lesondes delonguepériodearrivent lespremières

• L’amplitude desondes desurfacediminueexponentiellement aveclaprofondeuretdépend deleur longueur d’onde (λ =vT)

• =>Lesondes desurfacedelonguepériode(T>40s)nousrenseignent surlastructuredumanteausupérieur profond

• Parexemple une onde deRayleighde150saunpic desensibilité à laprofondeur de~200km

• =>Lesondes desurfacedecourtepériode(10<T<40s)sont sensibles à lastructuresuperficielle (surtoutlacroûte)

• Bienqueleur vitesse depropagationdépendeaussi deladensité (ρ)etdelavitesse Vp,lesondes desurfacenousrenseignent surtoutsurlavitesse decisaillement (Vs)

Exemple devitesses dephasedesondes deRayleighmesurées sur2trajetsocéaniques (Pacifique)

DorsaleEst-Pacifique

Cartedesâges desfonds marins (Ma)

• 1- Onmesure lesvitesses dephasesurdenombreux trajets source-stationsurleglobe

• En général onfaitl’hypothèse quelesondes desurfacesepropagent lelongdugrandcerclesource-station

• Pourchaque trajet onaunensemble demesures à différentes périodes:C(ω)(ω = 2π/Τ)

• 2– Achaque période ωi,on inversel’ensemble desdonnées CSR(ω)pourobtenir lavitesse dephase“locale”à cette période enchaque pointduglobe

Principedelatomographieglobalebaséesurlesondes desurface

Stations Séismes

ΦMN(𝜔𝑗) = ∫ PQ(P,T)

𝑑𝑠 = PUVWXY

NM

Xdistance entreSetR

Onobtient unsystème d’équations à résoudre pourobtenir lesperturbationsen vitesse dephaseà chaque fréquence ω en fonction delapositiongéographique. δmj=(δc/c)j,-> Cartes devitesse dephaseà chaque fréqence ω

En général, onconsidère une paramétrisation surlasphère en termesd’harmoniques sphériques.Alors lesδmj sont lescoefficients desharmoniquessphériques, où :

(QQ

(𝜔, 𝜃,𝜑) = ∑ 𝑎]^],^ 𝑌]^(𝜃,𝜑)

δΦi (ω) = Gijj=1

N

∑ δcc

#

$%

&

'(j

(ω)

δdi = Gijj=1

N

∑ δmj

δΦ(ω) =ω −1

c(ω, s)(θs ,ϕS )

(θR ,ϕR )

∫ δccds = −ω X

Cpath

δCC(ω)

Parexemple discrétisation en blocs:j= indexdubloc

SR

Suruntrajet donnéSR=i

ΦMN(𝜔𝑗) = ∫ PQ(P,T)

𝑑𝑠 = PUVWXY

NM

Perturbationparrapportaumodèle deréférence:

SR

Cartes devitesse dephaseà différentes périodes Ekstrom, 2011

T= 250 s T=75 s

T=40 s T=25 s

Ondes deLove

Inversionen deux étapes

1) Cartes globales devitesse dephaseà différentes périodes

2) Achaque pointduglobe,onrassemble lesδC(ω)/C0, ω=ω1…ωn pourobtenir une courbe dedispersionlocale quel’on inversepourobtenir lastructure en Vsen fonction delaprofondeur:

δvs(z)/v0(z):

δCC0(ω) = M (ω, z) dv

v00

a

∫ (z)dz

Noyau desensibilité à lafréquence ω età laprofondeur z

Noyaux desensibilité desondesdeRayleigh

Ekström, 2011

Vitesses dephasemesurées parrapportaumodèle deréférence PREMOndes deRayleigh

T=250s

T=25s

Ondes deLove

T=250s

T=25s

Importancedel’anisotropie depolarisation (radiale)

e.g.:Anisotropie dueà une structureen couches

5paramètres élastiques indépendants :A,C,F,L,N (Love, 1911)

Anisotropie radiale (VTI- VerticalTransverseIsotropy)

L = ρ Vsv2

N = ρ Vsh2

C = ρ Vpv2

A = ρ Vph2

η= F/(A-2L)

Nowacki et al., 2011

Anisotropie radiale =VerticalTransverseIsotropy=VTIAnisotropie depolarisation à axedesymétrie incliné=TTI

Axe de symétrievertical

Axe de symétrie incliné

69

Lesondes desurfaceneconduisent pasà une solutionuniquepourlastructuredumantea supérieur mais tousnécessitent del’anisotropie radiale (quelques %)

Lebedevetal.,200970

71

ρ

ρ

Anisotropie radiale:

Vsh ≠ 𝑉𝑠𝑣

Modèle PREM(Dziewonski andAnderson,1981)

Dans lespremiers200kmdumanteauVsh >Vsv

Modèle 1DSTW105

Kustowski et al., 2008, JGR

Documents

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