Les zones de subduction sont à l’origine des plus puissants séismes que l’on observe sur le globe. Les contraintes tectoniques qui s’y appliquent sont en effet phénoménales et produisent une grande diversité de mécanismes sismiques, à la fois proche de la surface mais également à très grande profondeur.
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Des séismes se produisent un peu partout sur le globe mais il suffit de regarder une carte de la sismicité mondiale (voir notre carte ci-dessous) pour se rendre compte que les séismes les plus puissants ont lieu sur les zones de subduction.
Les zones de subductionzones de subduction représentent des limites de plaques convergentes, où une plaque océanique s'enfonce sous une autre plaque (continentale ou océanique). Ce mécanisme de grande échelle génère de très nombreux tremblements de terretremblements de terre, souvent de forte magnitudemagnitude. Les épicentres s'étagent sur une grande gamme de profondeur, de quelques kilomètres sous la surface jusqu'à 600 kilomètres pour les plus profonds.
Ces manifestations sismiques sont principalement liées aux intenses frottements qui se produisent entre les deux plaques, mais également à la déformation interne que subissent la plaque plongeante et la plaque chevauchante. On peut ainsi définir une sismicité interplaque, et une sismicité intraplaque. Les mécanismes à leur origine sont différents.
Sismicité interplaque
La plaque océanique qui s'enfonce sous la plaque chevauchante n'est pas lisse. Elle possède un relief, qui peut être important, avec notamment la présence de monts volcaniques. Lorsque ces aspérités arrivent dans la zone de contact entre les deux plaques, elles peuvent alors provoquer un blocage. Au lieu de glisser l'une contre l'autre, les deux plaques vont ainsi rester verrouillées localement. Or, le processus de subduction ne s'arrête pas.
Le mouvementmouvement de la plaque plongeante va alors commencer à déformer la plaque chevauchante, de manière compressive : la limite de plaque chevauchante est poussée dans le même sens que la plaque océanique plongeante, jusqu'à ce que la déformation atteigne un point critique.
À ce moment-là, les deux plaques se découplent brusquement, la plaque océanique glisse et la plaque chevauchante se rééquilibre, un peu comme un ressort que l'on relâche. Ce mécanisme est généralement à l'origine des séismes les plus puissants. Le déplacement brusque de la massemasse crustale peut également entraîner une vague de tsunami.
En plus de ces événements majeurs, les frottements tout le long de l'interface des deux plaques produisent une multitude de petits séismes. Il s'agit là d'un mécanisme cisaillant.
Sismicité intraplaque
Mais la plaque chevauchante n'est pas la seule à subir une intense déformation au cours du processus de subduction. Les nombreux séismes, dont les épicentres se situent à l'intérieur de la plaque océanique, montrent que celle-ci subit également de nombreuses contraintes internes.
On observe ainsi des séismes qui se produisent en amont de la fosse de subduction. Il s'agit ici de mécanismes en extension. En effet, la plongée sous la plaque chevauchante produit un bombement ou une flexionflexion de la croûte océanique dans la zone avant-fosse, induisant des ruptures au niveau de l'extrados de la plaque océanique.
Ce mécanisme en extension est également observé en arrière de la fosse, dans la partie centrale de la plaque plongeante. Ces ruptures sont ici associées à l'enfoncement de la plaque et à l'extension qu'elle subit sous son propre poids.
Dans la partie supérieure de la plaque plongeante, on trouve cependant des mécanismes de rupture en compression. Ils sont associés à la déformation qu'enregistre la partie supérieure de la plaque à la suite des frottements.
Plans de Bénioff
L'ensemble de cette sismicité qui se produit entre 50 et 200 kilomètres de profondeur s'illustre sous la forme d'un ou de deux alignements parallèles des foyers sismiques. Cette configuration est connue sous le nom de plans de Bénioff. La distribution de la sismicité permet ainsi aux sismologuessismologues d'avoir une idée de la géométrie de la plaque plongeante et notamment de l'angle de subduction.
Séismes profonds
Si l'origine des séismes qui affectent cette partie supérieure des zones de subduction commencent à être bien comprise, ce n'est pas le cas des séismes qui se produisent à grande profondeur, en particulier ceux dont les foyers se situent au-delà de 500 kilomètres.
Ces séismes profonds présentent un mécanisme en compression. Cette observation a été interprétée comme l'effet de la résistancerésistance du manteaumanteau inférieur, qui freine la plaque plongeante. En effet, le manteau inférieur (dont la limite avec le manteau supérieur se situe vers 670 kilomètres de profondeur) possède une viscositéviscosité plus importante. On a ainsi longtemps pensé qu'il était impossible pour la plaque plongeante de dépasser cette limite des 670 kilomètres et pourtant, de nouvelles données de vitessevitesse des ondes montrent que les slabs océaniques auraient bien la capacité de continuer leur plongée dans le manteau inférieur. Les conditions de pressionpression et de température sont alors si importantes qu'elles ne permettent plus la génération de séismes. Toutefois, les scientifiques pensent que la plaque plongeante subit alors une déformation plastiqueplastique asismique.
Certaines études suggèrent également que les séismes observés juste au-dessus de la limite manteau supérieur-inférieur ne seraient pas d'origine « tectonique » mais plutôt liés à des réajustements minéralogiques. De nombreux minérauxminéraux deviennent en effet instables à ces profondeurs et on assiste ainsi à des changements de phases (structure spinellestructure spinelle à pérovskitepérovskite par exemple).
