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Accueil > Public-Presse > Ressources documentaires > Anciens thèmes de recherche > Manteau, noyau > Structure et dynamique du manteau > Anisotropie sismique : origine et observation

Le déphasage des ondes de cisaillement

La détection et la quantification de la déformation du manteau supérieur est basée sur la biréfringence des milieux anisotropes.

Lorsqu’une onde de cisaillement traverse un milieu anisotrope, elle est polarisée selon deux plans perpendiculaires en deux ondes qui se propagent à des vitesses différentes. L’orientation φ du plan de polarisation de l’onde rapide et le déphasage temporel δt entre les deux ondes polarisées sont les deux paramètres observables en surface permettant de quantifier l’anisotropie du milieu traversé par ces ondes.
Ce phénomène de déphasage peut être utilisé pour étudier l’anisotropie depuis l’échelle centimétrique au laboratoire jusqu’à l’échelle de plusieurs centaines de km dans le manteau. Si les applications vont de la croûte supérieure à l’interface noyau-manteau, le principe physique est le même, mais la nature de l’anisotropie, les ondes utilisées et leurs domaines de fréquence respectifs sont différents.

Dans la croûte supérieure, l’anisotropie peut avoir différentes origines : elle peut tout d’abord être induite par un litage à petite échelle (Backus, 1962), par exemple marno-calcaire dans un bassin sédimentaire. Elle peut ensuite être contrôlée par les orientations préférentielles des minéraux, comme par exemple dans l’argile, qui est fortement anisotrope (Johnston et Christensen, 1995). Elle peut enfin être induite par la présence de microfractures orientées par l’état de contrainte locale ou régionale (Crampin, 1984).
Dans la croûte inférieure, la cause majeure de l’anisotropie est l’orientation des cristaux (Mainprice et Nicolas, 1989) comme le plagioclase, le quartz, les pyroxènes et les phylosilicates qui sont intrinsèquement anisotropes et qui peuvent développer de fortes fabriques lors de la déformation ductile (Barruol et Mainprice, 1993 ; Barruol et Kern, 1996).

Dans le manteau supérieur, la cause majeure d’anisotropie est l’orientation des cristaux (Nicolas et Christensen, 1987), et en grande partie ceux d’olivine qui représentent souvent plus des 2/3 du volume de la roche. La combinaison de la forte anisotropie du monocristal d’olivine avec des orientations cristallographiques relativement simples explique que le manteau supérieur soit caractérisé par des anisotropies proches de la symétrie orthorhombique et parfois hexagonale (Ben Ismail et Mainprice, 1998 ; Mainprice et al., 2000). Depuis plusieurs décennies, la combinaison des orientations cristallographiques et des propriétés élastiques du monocristal d’olivine est utilisée pour déterminer les propriétés élastiques d’agrégats polycristallins (Babuska, 1972 ; Baker et Carter, 1972 ; Peselnick et al., 1974). Cette anisotropie a également été mise en évidence sismologiquement depuis plusieurs décennies dans le manteau subcrustal continental (Bamford, 1977) et océanique (Hess, 1964 ; Backus, 1965) par l’utilisation de la sismique réfraction et des vitesses de propagation des ondes Pn.

Sans faire une revue exhaustive des différents types d’anisotropie, des différentes techniques d’observations et des différents contextes géodynamiques, un bref état des applications à différentes échelles du déphasage des ondes de cisaillement s’impose.
Au laboratoire, les mesures directes, sur échantillons, de vitesses de propagation des ondes acoustiques permettent de mesurer ce déphasage des ondes de cisaillement. Il est possible de quantifier les anisotropies respectivement dues à la microfracturation et aux orientations préférentielles des cristaux (Christensen, 1965 ; Kern et Fakhimi, 1975 ; Barruol et Kern, 1996) par la répétition des mesures à différentes pressions et températures.

À l’échelle de quelques centaines de mètres, le déphasage des ondes S peut être utilisé pour étudier l’état de fracturation d’un réservoir pétrolier (Herquel et Wittlinger, 1994) en utilisant la microsismicité induite ou bien pour étudier le substratum à proximité d’un forage profond (Kern et al., 1991 ; Lüschen et al., 1993 ; Bokelmann et Harjes, 2000) et en utilisant des sources artificielles. Dans ces applications, les périodes utilisées sont de l’ordre du 1/10ème de seconde et les déphasages mesurés de l’ordre de 10 ms.

A l’échelle de la croûte supérieure et en utilisant les ondes S directes générées par la sismicité naturelle locale, il est possible de caractériser les états de contrainte aux abords de failles (Peacock et al., 1988 ; Bouin et al., 1996 ; Bernard et al., 1997), dans un édifice volcanique (Munson et al., 1993) ou bien au dessus d’une zone de subduction (Kaneshima, 1990 ; Gledhill, 1991). Les fréquences des signaux utilisées sont typiquement de l’ordre de 1 à 10 Hz et les déphasages mesurés sont généralement inférieurs au 1/10ème de seconde. Ces analyses ne peuvent être développées qu’à proximité de sismicité locale.