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Les plaques plongeantes repérées par les séismes qui y naissent
Les plaques plongeantes repérées par la sismicité globale de la Terre




CNRS-Geomanips

Effondrement d’une rue à Anchorage (Alaska, USA, 1964) en réponse à un tremblement de terre. Avant le tremblement de terre, le trottoir qui est dans le fossé (à gauche) était au même niveau que la route (à droite). Le graben présente un rejet vertical et horizontal, respectivement de 3 et 4m.
Source : Earth Science Photographs, U.S. Geological Survey Library.





Les plaques plongeantes repérées par les séismes qui y naissent
Les plaques plongeantes repérées par la sismicité globale de la Terre



Température de la plaque plongeante


Sismicité en Amérique du Sud (1973-2003)


Localisation des principales déformations inter et intra plaques

Une des conséquences de la subduction est l’introduction de matériaux froids (la lithosphère) dans un milieu plus chaud (l’asthénosphère). Du fait de la mauvaise conductivité thermique des roches, la lithosphère océanique plongeante ne se réchauffe que très lentement. Cette inertie thermique permet le maintien de la rhéologie de la lithosphère qui conserve un comportement cassant jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres de profondeur. La subduction provoque donc un déséquilibre thermique qui a été imagé en calculant la forme prise par les isothermes autour de la plaque plongeante. Le réchauffement des matériaux lithosphériques se produit par conduction jusqu’à l’obtention d’une température homogène.

La subduction de la lithosphère océanique provoque de nombreux tremblements de terre superficiels et profonds, de forte magnitude. Ils sont principalement dus aux frottements le long de la zone intra-plaque et aux déformations internes de la plaque plongeante et de la plaque chevauchante.




Isobathes de la plaque plongeant sous l’Amérique du sud


Variation des pendages des plans de Wadati-Benioff


Âge des fonds océaniques


Âge du fond du Pacifique vers la fosse des Mariannes

Pendages des plaques
Déterminer l’emplacement des zones de ruptures permet de dessiner les plaques et donc de repérer leur angle de plongement.
Les pendages des plans deWadati-Benioff sont très variables : ils peuvent être faibles, environ 20° comme dans le cas de la fosse de Chili (vers le 20°S), ou très forts et même verticaux comme dans le cas de la fosse des Mariannes (vers le 20°N).
Or, il apparaît que la croûte océanique sous le Chili est jeune, environ 50 Ma, alors que la croûte océanique qui subduit sous les Mariannes est beaucoup plus ancienne, environ 160 Ma. L’âge serait-il un facteur déterminant ?

L’âge de la croûte océanique de la plaque Philippine qui rentre en subduction n’est pas partout le même. Au Nord, cette croûte océanique date d’environ 140 Ma, plus au Sud, vers les Mariannes, d’environ 160 Ma. Or, du Nord au Sud on constate que le pendage s’accentue progressivement pour devenir pratiquement vertical. On a donc ici « en direct » l’exemple de l’évolution du plan de Wadati-Benioff au cours du temps pour une même plaque.

La force de traction de la plaque plongeante étant fonction de sa densité, plus celle-ci est âgée plus la force qui la tire vers le bas est grande et plus le pendage de la plaque plongeante est fort. Ainsi, une lithosphère jeune et légère aura plus de difficultés à s’enfoncer dans le manteau (avec tendance à rester « collée » à la plaque supérieure) alors qu’une lithosphère âgée et lourde tombera rapidement sous son propre poids, les frottements avec la plaque supérieure étant alors limités. L’âge de la lithosphère océanique serait bien responsable des différences de pendage des plans de Wadati-Benioff.

Le pendage du plan de Wadati-Benioff a tendance aussi à s’infléchir en profondeur. C’est le cas sous la fosse d’Izu-Bonin (plaque Philippine) où la plaque plongeante a un pendage d’environ 50° jusqu’à 500 km, puis ce plan de Wadati-Benioff devient de plus en plus horizontal. Ceci s’explique par l’interaction entre la plaque plongeante et le manteau, supérieur et inférieur. Le manteau inférieur étant plus visqueux que le manteau supérieur, la plaque plongeante est freinée entre ces deux manteaux (on appelle cette limite la couche D’, elle se trouve environ à 670 km).

Pourtant, comme nous allons voir par la suite, il est possible qu’une partie de la plaque plongeante pénètre à l’intérieur du manteau inférieur.

 


Magnitudes des séismes en fonction du pendage du plan de Benioff


Répartition des séismes avec la profondeur


Évolution du plan de Benioff au Nord de la fosse des Mariannes.

Magnitude des séismes et mécanismes
- On constate sur le terrain, qu’à l’aplomb d’une plaque de fort pendage, il n’y a pas de séismes de forte magnitude (provoqués par des frottements internes à la plaque), en revanche, au-dessus d’un plan de Benioff faiblement incliné on aura déclenchements de séismes de fortes magnitudes (provoqués par des frottements entre deux plaques).
-Contrairement à ce que l’on pourrait penser, les tremblements de terre dans la plaque plongeante ne traduisent pas seulement des compressions (failles inverses) mais aussi des zones en extension (failles normales). Les tremblements de terre extensifs des premiers 100 à 300 km de la plaque sont la conséquence du bombement de la plaque superficielle et du poids de la plaque qui tire cette dernière à l’intérieur de l’asthénosphère.
Les tremblements de terre, les plus profonds, en compression, traduisent la résistance de la plaque à s’enfoncer à l’intérieur du manteau inférieur.

Longueur des plaques plongeantes
Quand les profondeurs des ruptures sismogéniques sont importantes, elles indiquent une plaque très longue. Quand les foyers restent superficiels, ils indiquent une plaque courte, comme en Amérique Centrale.
Une question : les plaques sombrent-elles d’un seul tenant ?
Dans certains cas, la répartition des séismes n’est pas continue. On peut localement avoir des séismes superficiels suivant un plan bien défini, puis après une lacune sismique, on retrouve plus en profondeur (plusieurs centaines de kilomètres) un autre plan sismique (généralement plus incliné). C’est le cas du Pérou, du Nord du Chili, de Java et de la Nouvelle-Zélande.
Certains chercheurs pensent que la plaque plongeante peut se casser en deux (slab break-off, en anglais). De ce fait, la partie la plus jeune de la plaque remonterait légèrement (rebond) et la partie la plus vieille descendrait par son propre poids dans l’asthénosphère. La partie la plus ancienne de la plaque continuerait à se déformer et à subir des ruptures à grande profondeur.

 




 

 

Les plaques plongeantes repérées par les séismes qui y naissent
Les plaques plongeantes repérées par la sismicité globale de la Terre



Exemples d’images tomographiques

À la différence des méthodes précédentes basées sur la localisation des hypocentres des séismes dans une zone de subduction, la tomographie sismique, méthode spectaculaire, fournit des images en trois dimensions de la lithosphère et du manteau supérieur, à partir de l’étude des vitesses des différentes ondes émises. Contrairement aux travaux de Wadati-Benioff et de leurs successeurs, les séismes utilisés par les chercheurs n’ont pas seulement pour origine la plaque plongeante étudiée. Tout tremblement de terre faisant vibrer la Terre peut être utilisé.

L’idée centrale pour interpréter les données tomographiques est qu’une variation des vitesses sismiques, par rapport à un modèle de référence, se traduit comme la traversée par les ondes d’un milieu plus ou moins dense donc plus ou moins chaud que celui présumé.

L’utilisation de cette méthode dans les zones de subduction permet de mettre en évidence des panneaux plongeants plus froids atteignant quelquefois le manteau inférieur. Ceci est considéré comme la continuité des subductions observées en surface.
L’imagerie géophysique permet ainsi d’imager de façon très spectaculaire la subduction de la lithosphère à l’échelle globale.


Méthodes d’analyse tomographique



Changements de phase


Coupe tomographique au niveau de l'arc des Tongas


Principe de la tomographie
Les propriétés des ondes sismiques, principalement leurs vitesses, sont liées à certaines caractéristiques physiques des roches, comme la masse volumique et les constantes élastiques. En reliant ces variations de densité et d’élasticité à des changements de température ou de composition du milieu traversé, la sismologie apparaît comme un outil de choix pour dévoiler la structure du globe en profondeur, et donner des clefs pour la compréhension de sa dynamique.
Cette nouvelle technique de visualisation des profondeurs de la Terre a mis en évidence des régions chaudes et froides - ou plutôt moins chaudes- dans le manteau. Celles-ci correspondent vraisemblablement à des courants convectifs ascendants et descendants, qui sont cartographiés fidèlement par les géophysiciens (voir le thème convection).

Que dit la tomographie sur la longueur des plaques subduites ?
Dans le paragraphe précédent, il a été émis l’hypothèse qu’au-delà de 670 km de profondeur, la plaque ne se comporterait pas de manière cassante mais de manière ductile (en raison de l’absence de séismes nés au-delà de 670 km)
Un autre argument suggère que la plaque ne plonge pas sous cette limite de 670 km : l’existence éventuelle de deux niveaux de convection dans le manteau, une grande cellule entre le noyau et la limite 670 km et une plus petite de 670 km à la base de la lithosphère, avec peu ou pas d’échange de matériaux entre les deux niveaux.
Le manteau inférieur, plus dense que la plaque, s’opposerait à la pénétration de la plaque plongeante. Vers la limite de 670 km, la plaque se mélangerait au manteau supérieur par le biais de cellules de convection.

Certaines images des données tomographiques montrent des zones froides correspondant aux zones de subduction et descendant jusqu’à la limite noyau-manteau, ce qui indiquerait que la plaque plongeante atteint l’interface noyau-manteau et que, peut-être, un seul système de convection animerait le manteau.







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