Séisme profond

Les premières preuves de l'existence de séismes profonds ont été présentées à la communauté scientifique en 1922 par Herbert Hall Turner^[2]. En 1928, Kiyoo Wadati a confirmé la présence de tremblements de terre se produisant sous la lithosphère, réfutant ainsi l'idée selon laquelle les séismes ne se produisent qu'à faible profondeur focale^[3].

Les tremblements de terre profonds génèrent des ondes de surface (en) réduites^[3]. En raison de leur profondeur focale, les tremblements de terre profonds sont moins susceptibles de générer des ondes sismiques à forte énergie concentrée en surface. Le parcours des ondes sismiques profondes, du foyer au point d'enregistrement, ne traverse qu'une seule fois le manteau supérieur hétérogène et la croûte très variable^[3]. Par conséquent, les ondes corporelles subissent moins d'atténuation et de réverbération que les ondes sismiques provenant de tremblements de terre peu profonds, ce qui se traduit par des pics d'ondes corporelles plus marqués.

Le modèle de rayonnement énergétique d'un tremblement de terre est représenté par la solution du tenseur des moments, qui est graphiquement illustrée par des diagrammes de ballon de plage. Un mécanisme explosif ou implosif génère une source sismique isotrope. Un glissement le long d'une surface de faille plane produit une source dipôle. Un mouvement uniforme vers l'extérieur dans un seul plan, résultant d'un raccourcissement normal, est appelé source dipolaire vectorielle linéaire compensée^[3]. La sismologie a démontré que les séismes profonds résultent d'une combinaison de ces sources. Les mécanismes focaux des séismes à foyers profonds ont pour paramètre leur position dans les plaques tectoniques subductrices. Au delà de 400 km, la compression en aval-pendage domine, tandis qu'à des profondeurs entre 250 et 300 km (où se produisent peu de séismes par rapport à la profondeur), le régime de contraintes est plus ambigu mais plus proche de la tension en aval-pendage^[4],[5].

Les séismes superficiels se produisent lorsque l'énergie élastique accumulée dans la roche est libérée brusquement par fracture fragile et glissement le long de surfaces planes^[6]. En revanche, le mécanisme physique des séismes profonds reste mal compris. Il est attendu que la lithosphère subduite, soumise à des pressions et des températures élevées à des profondeurs dépassant les 300 km, réponde aux contraintes par déformation plastique plutôt que par cassure^[3]. Plusieurs mécanismes physiques ont été proposés pour la nucléation et la propagation des séismes profonds ; cependant, le processus exact n'est pas encore expliqué dans le domaine de la sismologie des profondeurs.

Les quatre sections suivantes exposent des propositions visant à expliquer le mécanisme physique à l'origine des séismes profonds. À l'exception des transitions de phase solide-solide, les théories proposées pour le mécanisme focal des tremblements de terre profonds occupent une position similaire dans la littérature scientifique actuelle.

Le premier mécanisme proposé pour expliquer la génération des séismes profonds est une implosion résultant d'une transition de phase du matériau vers une phase de densité plus élevée et de volume plus faible^[3]. Il est admis que la transition de phase de l'olivine à la spinelle se produit à une profondeur de 410 km à l'intérieur de la Terre. Cette hypothèse suggère que l'olivine métastable présente dans la lithosphère océanique subduite à des profondeurs supérieures à 410 km subit une transition de phase soudaine vers la structure de spinelle. L'augmentation de densité résultant de cette réaction entraînerait une implosion, provoquant ainsi le séisme. Cependant, ce mécanisme a été largement contesté en raison de l'absence d'une signature isotrope significative dans la solution du tenseur des moments des séismes profonds^[1].

Les réactions de déshydratation des phases minérales à forte teneur en eau entraîneraient une augmentation de la pression interstitielle (en) dans une plaque de lithosphère océanique subduite. Ce phénomène diminue la contrainte normale effective dans la plaque, ce qui permet un glissement sur des plans de failles préexistants à des profondeurs nettement plus importantes que ce qui serait normalement possible^[1]. Plusieurs chercheurs^[Qui ?] pensent que ce mécanisme ne joue pas un rôle significatif dans l'activité sismique au-delà de 350 km de profondeur du fait que la plupart des réactions de déshydratation se passent sous une pression de 5 à 10 GPa, ce qui correspond à des profondeurs de 150 à 300 km^[1].

Les failles transformationnelles, ou failles antifissures, sont le résultat de la transition de phase d'un minéral vers une phase de densité plus élevée, se produisant lors d'une contrainte de cisaillement dans une zone de cisaillement à grains fins. Cette transformation se produit le long du plan de contrainte de cisaillement maximale. Un cisaillement rapide peut alors se produire le long de ces plans vulnérables, entraînant un séisme selon un mécanisme similaire à celui des séismes de surface. L'olivine métastable subduite au-delà de la transition olivine-wadsleyite à des profondeurs de 320 à 410 km — selon la température — est un candidat potentiel à l'explication de telles instabilités^[3]. Parmi les contre-arguments à cette hypothèse, il y a l'exigence que la région de la faille soit très froide et contienne très peu d'hydroxyle lié aux minéraux. Des températures plus élevées ou des teneurs en hydroxyle plus élevées empêchent la préservation métastable de l'olivine jusqu'aux profondeurs des tremblements de terre les plus profonds.

Une instabilité de cisaillement survient lorsque la chaleur générée par la déformation plastique s'accumule plus rapidement qu'elle ne se dissipe. Ce qui entraîne un emballement thermique (en), une rétroaction positive de chauffage, d'affaiblissement du matériau et de localisation des déformations dans la zone de cisaillement^[3]. Un affaiblissement continu peut amener une fusion partielle le long des zones de contrainte de cisaillement maximale. Les instabilités de cisaillement plastique menant à des tremblements de terre n'ont pas été observées dans la nature ni observées dans les matériaux naturels en laboratoire. Leur pertinence pour expliquer les séismes profonds réside donc dans des modèles mathématiques qui utilisent des propriétés matérielles et des comportements rhéologiques simplifiés pour simuler les conditions naturelles.