La subduction

 


Exemple d'une situation où une plaque océanique ancienne plonge jusqu'au manteau inférieur avec un fort taux de convergence. Sont représentés, les différents types de séismes susceptibles de se produire au cours du processus et mouvements de failles associés © d'après Lallemand (2005) et Philip, CNRS-INSU
La sismicité est une des caractéristiques principales des zones de subduction. On distingue les séismes selon leur profondeur : séismes superficiels (moins de 50 à 70 km) dans l’une ou l’autre des plaques chevauchantes ou plongeantes ainsi qu'à l'interface - ces derniers étant appelés "séismes de subduction" sensu stricto; séismes intermédiaires et profonds au delà jusqu’à au maximum 670 km. Les séismes surviennent au contact des deux plaques (interplaques) mais aussi à l’intérieur des plaques (intraplaques). Et même si globalement ils sont tous associés à la convergence et l’affrontement de deux plaques, selon les endroits où ils se produisent dans la subduction, certains sont caractéristiques d’une compression, d’autres d’une extension, ce qui souligne la complexité des mécanismes en cause. Les séismes interplaques se produisent lorsque les contraintes accumulées parfois durant plusieurs siècles se relâchent brutalement. Une partie du plan de subduction se "décolle" et glisse alors très rapidement afin de réduire les contraintes appliquées localement, ce qui explique les magnitudes les plus fortes pouvant dépasser 9. Mais l’on a aussi découvert ces dernières années, des cas où le glissement des plaques convergentes serait associé à des séismes lents (trémeurs associés à un glissement pouvant durer de plusieurs minutes à plusieurs jours. Ces séismes difficiles à détecter ne causent pas de dégâts). Enfin, le  glissement peut être continu (creep), sans séisme ; ce phénomène est décrit depuis plus longtemps que les séismes lents car il est directement visible sur le terrain. Voilà trente ans par exemple qu'à Taiwan, on mesure le glissement régulier d'une faille asismique à raison de 2 à 3 cm/an.

Les interfaces de subduction sont les plus grandes failles terrestres, permettant les plus grands glissements. Il a été montré par exemple que le glissement de la marge japonaise sur la plaque Pacifique lors du séisme de Tohoku du 11 Mars 2011 a atteint 60 mètres en l'espace de 3 minutes près de la fosse ! 85% de l’énergie sismique y est dissipée. C’est là que se produisent les plus grands séismes (Mw>8.5).


Illustration schématique de l'interface de subduction dans une zone de subduction océanique. Uz est la limite supérieure du manteau, Dzla limite inférieure de la zone seismogène. Zdec est la limite inférieure de la zone de découplage, au-delà de cette limite le manteau convectif est emporté avec la plaque en subduction (les deux deviennent couplés). NVT-Tremors non volcaniques, SSE= des séismes lents sont observés dans certaines zones de subduction à des profondeurs entre Dz et Zdec. © d'après Lallemand, CNRS-INSU

Depuis la surface jusqu’aux plus grandes profondeurs on distingue différents secteurs de l’interface. Du fait de la pression sur l'interface exercée par les fluides présents dans les pores des roches de la plaque en subduction, le secteur le plus superficiel de l’interface correspond à une zone de "décollement". A plus grande profondeur, (11 à 51 km environ), la friction entre les plaques augmente et l’interface devient sismogène. A cette profondeur, la température est de d’ordre de 100-150° à 350-450°. Au-delà, le glissement à l’interface est continu ou marqué par des événements (trémeurs non volcaniques) jusqu’à ce que le couplage total entre la plaque en subduction et le manteau qui la recouvre soit total. L’interface n’existe alors plus. L’épaisseur et la nature de l’interface de subduction, là où elle existe, est encore sujette à débats. Selon les forages réalisés dans la zone de Nankaï (Japon) et l’imagerie sismique de la marge équatorienne deux types de situation pourraient exister. A Nankaï on observe une très mince zone de décollement n’excédant pas 20 mètres (probablement beaucoup moins), tandis qu’au niveau de l’Equateur les images sismiques sont cohérentes avec l’existence d’un chenal de subduction épais et déformé.

De nombreux auteurs ont essayé de dégager, d’après les séismes connus, les conditions du déclenchement des séismes de très forte magnitude. L’état des connaissances ne le permet pas encore, les deux séismes de Sumatra (2004, M9.2) et de Tohoku (2011, M 9.0) ont pris la plupart des spécialistes au dépourvu. Un espoir émerge avec le suivi des zones de subduction par GPS. Celui-ci permet, depuis une vingtaine d’années, de mesurer le taux de contraintes accumulées dans la plaque supérieure entre deux séismes, ce qui permet d’évaluer le couplage entre les deux plaques et, par là, l'aléa sismique.