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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
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
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
Fukao andObayashi,2013
Fukao andObayashi,2013
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
Profils deviscosité dans lemanteau terrestre
Augmentationimportante delaviscosité entre500et2000kmdeprofondeur
Rebond post-glaciaire +géoideMitrovica &Forte(2004)
Profils deviscosité dans lemanteau terrestre
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
Replumaz etal.,EPSL,2005
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
Replumaz etal.,EPSL,2005
Andaman: reprisedelasubductionetPropagationvers leNordaprèslacollisionInde-Asie
Lecontinent indien estpasséaudessus desapropre lithosphèreengloutie dans lemanteau(voir coupes)
Replumaz etal.,EPSL,2005
=>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
VanderMeer etal.,NatGeo,2010
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
VanderMeer etal.,NatGeo,2010
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
Trajets South-Sandwich ->Alaska
✵ Iles SandwichduSud
▲
Stationsen Alaska
PKPab-df
PKPbc-df
Trajets South-Sandwich ->Alaska
✵ Iles SandwichduSud
▲
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
“Noyaux defréquence finie pourlestempsdeparcoursdesondes sismiquesdevolume”
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
“Noyaux defréquence finie pourlestempsdeparcoursdesondes sismiquesdevolume”
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)
Imagerie Sismique de la Terre Profonde
Barbara RomanowiczChaire de Physique de l’Intérieur de la Terre
Collège de France, Paris
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 :
(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
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