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30/11/15 Séminaires Généraux : Luce Fleitout (ENS Paris)

(à salle Fontanes, la Doua)
Quand ? Le 30/11/2015,
de 14:00 à 15:00
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Déformations postsismiques et intersismiques associées aux mégaséismes de subduction

 

Trois séismes géants (Sumatra-Aceh, Chili-Maule  et Japon-Tohoku) ont ébranlé notre planète au cours des dernières années. Ce sont les premiers mégaséismes depuis que les déformations de la lithosphère peuvent être mesurées avec une bonne précision (GPS, interférométrie). Que nous apprennent les déformations associées à ces séismes sur l' accumulation de contrainte sur l'interface de subduction, sur la tectonique intraplaque et sur les propriétés mécaniques du manteau?

   Le même type de déformations postsismiques est observé pour les trois mégaséismes. En champ lointain (600-1500km), les vitesses postsismiques divisées par le déplacement cosismique sont représentées par une même fonction du temps, qui décroît très lentement et le déplacement postsismique est égal au cosismique au bout de 4 ans. Une subsidence postsismique de l'ordre du cm par an est bien mise en évidence en Thailande  et Malaisie  (Satirapod et al. 2012) et est aussi visible après les séismes de Maule et Tohoku. En champ proche, les vitesses postsismiques normalisées par le déplacement cosismique sont beaucoup plus faibles et assez rapidement (2 ans) la vitesse reprend ses valeurs présismiques. En champ moyen (arc volcanique), une vitesse horizontale intermédiaire et une forte surrection sont observées. Notons aussi que la déformation post-sismique, normalisée par le déplacement cosismique semble indépendante de la magnitude du séisme  (seismes de Benkulu ou Hokkaido vs Aceh ou Tohoku). .

  Le code aux éléments finis (Zebulon-Zset) est utilisé pour modéliser les déformations dans la région des trois grands séismes de subduction (Sumatra, Japon and Chili). 

La distribution temporelle et spatiale des vitesses horizontales et verticales observées indiquent une lithosphère de 60 à 90km d'épaisseur et une asthénosphère d'environ 100km à 200 km d'épaisseur.  La rhéologie de l'asthénosphère est de type viscoélastique- burger avec une viscosité court-terme de l'ordre de 3.1018Pas, et sans doute une échelle de déformation encore plus courte visible les premiers mois après le séisme. Les lois de fluage type 'power-law creep' ne semblent pas appropriées.  Sur les cas du Japon et du Chili, nous avons utilisé une méthode inverse pour en déduire une structure fine des zones à faible viscosité dans la région de la subduction.  Notre inversion indique la présence d'un chenal à faible viscosité le long de l'interface de subduction à des  profondeurs entre 50 et 70km (effet assimilable à du glissement sur la partie profonde de l'interface). L'inversion n'identifie pas clairement de relaxations dans des 'low-viscosity wedges' sous l'arc volcanique ou plus profond dans le manteau.  Au Chili, un glissement supplémentaire à faible profondeur est nécessaire.

    Ce modèle mécanique peut être utilisé pour prédire les déformations  durant tout le cycle sismique: il conduit à une évolution continue des vitesses en champ lointain . La perturbation de vitesse modélisée reste dans la direction 'postsismique' pendant plusieurs dizaines d'années après un gros séisme et ceci est en effet observé au Sud-Chili (40 ans après le séisme de Valdivia). Les vitesses 'intersismiques' (à la fin du cycle) prédites, de direction opposée au postsismique,  peuvent atteindre 5mm/an à 1cm/an à des distances de 500 à 1500km de la zone sismique. Ainsi, bien que nous ne niions pas l'existence de déformations intraplaques long-terme, nous pensons que les vitesses  et compressions internes des plaques Sunda et Amurie observées avant les mégaséismes d'Aceh et Tohoku sont en grande partie des signaux intersismiques transitoires. 

   De manière plus générale, les modèles de déformation intracontinentale les plus couramment utilisés impliquent (parfois implicitement) des modèles 'élastiques' de cycle sismique (en fait des modèles  où les plaques reposent sur une asthénosphère de forte viscosité qui les stabilise): ils  supposent des vitesses intraplaques constantes dans le temps mis à part sur des zones de quelques dizaines de km de part et d'autre des failles majeures. Les propriétés mécaniques de l'asthénosphère déduites de nos observations associées aux grands séismes suggèrent au contraire que dans les  zones de tectonique active, les vitesses mesurées sur quelques dizaines d'années par GPS pourraient être très différentes des vitesses long-terme (géologiques)  de  déformation.

 

Luce Fleitout (fleitout@geologie.ens.fr), UMR CNRS 8538, ENS Paris

http://www.geologie.ens.fr/spiplabocnrs/spip.php?article28

en collaboration avec O. Trubienko, E. Klein,  J.D. Garaud, C. Vigny et de nombreux collègues qui collectent et traitent les données GPS.

 

 

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