Subduction, obduction, collision. À propos des processus dans la zone de subduction Qu'est-ce qu'une zone de subduction

Ainsi, dans les années 1960, lorsque les recherches sur le fond de l'océan ont commencé, il s'est avéré qu'une immense crête de 2 à 2,5 km de haut s'étendait le long du fond de l'océan Atlantique du nord au sud, et que le fond des deux côtés tombait à 5. km. De plus, la roche dont sont composées ces montagnes sous-marines est d'âge très différent : les basaltes au sommet de la crête sont jeunes, mais des deux côtés ils sont beaucoup plus anciens, et, de plus, plus ils sont vieux, plus ils s'en éloignent. . Cette découverte nous a fait penser que la crête recouvre une fissure dans la croûte océanique, à travers laquelle un flux de magma chaud émerge constamment du bas vers le haut. En se refroidissant et en se transformant en basalte, ce magma devient plus dense, c'est-à-dire plus lourd, et s'écoule le long de la pente de la crête dans les deux sens, et une nouvelle portion de magma arrive à sa place. Ainsi, le magma émergeant dans une faille - une fissure dans des plaques divergentes - crée des deux côtés de plus en plus de nouvelles bandes de croûte océanique (la soi-disant dorsale médio-océanique (MOR), dont la longueur totale est de plus de 70 000 km) . En conséquence, la croûte sous l’océan ne cesse de croître et de s’étendre ( diffusion).

La preuve la plus convaincante de l'existence de la propagation était ce que l'on appelle les « anomalies magnétiques de bande » - des anomalies magnétiques linéaires de la croûte océanique, parallèles aux axes des dorsales médio-océaniques et situées symétriquement par rapport à celles-ci. Des anomalies magnétiques linéaires dans les océans ont été découvertes dans les années 50 lors d'études géophysiques de l'océan Pacifique. C’est cette découverte qui a permis à Hess et Dietz de formuler dans les années 1960 la théorie de l’expansion des fonds marins, qui est devenue la base de la théorie de la tectonique des plaques.

Conformément à la théorie de la propagation, le matériau chaud et fondu du manteau remonte à la surface le long des fissures du rift, écartant les bords du rift et, une fois solidifié, les construit de l'intérieur. Hess a écrit : "Ce processus est quelque peu différent de la dérive normale des continents. Les continents ne se frayent pas un chemin à travers le fond océanique sous l'influence d'une force inconnue, mais flottent passivement dans la matière du manteau, qui s'élève sous la crête de la crête et s'étend ensuite. de là des deux côtés.
Ainsi, des courants de convection ascendants émergent à la surface de la planète, comme on peut l’observer dans une poêle où l’on cuit de la gelée de lait ou du porridge. Le continent (dans le cadre de cette analogie) est l'écume de cette gelée. Mais l'analogie est loin d'être complète, puisque la masse bouillante est assez homogène et qu'il n'y a pas de fissures dans la mousse le long desquelles se produit la subduction (à moins que la mousse ne soit replongée de force dans la gelée bouillante).

L'image de droite montre une carte du fond de l'océan Atlantique. La partie la plus jeune de la dorsale médio-atlantique est surlignée en rouge. Le magma s'élève à travers une fissure le long de la crête. combler l'écart croissant entre les plaques qui s'éloignent l'une de l'autre - l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud, d'une part (à l'ouest de la crête) et l'Eurasie et l'Afrique, d'autre part, à l'est de la crête.

Les mêmes crêtes sous-marines s’étendent au fond d’autres océans. Dans l'océan Pacifique, les observations des scientifiques ont révélé une autre facette du processus de mouvement des plaques. L'ajout continu de croûte au MOR sous l'océan Pacifique entraîne le mouvement de la plaque Pacifique vers l'ouest, vers la plaque australienne, et depuis l'est du MOR, la plaque océanique de Nazca flotte sous la plaque sud-américaine.
Et à l'endroit où les plaques se touchent, la plaque océanique la plus lourde et la plus dense commence à se plier vers le bas, rampant avec une énorme et longue « langue » sous la plaque continentale plus légère, soit en la soulevant légèrement (la montée du Pacifique Est près de l'Australie), soit en créant de graves stress qui se manifeste sous la forme d'éruptions volcaniques et de tremblements de terre, comme cela se produit dans les Andes. Autrement dit, la plaque Pacifique, qui s'étend à l'est, compense cette croissance par le fait que son côté ouest passe toujours sous la lithosphère de la plaque australienne, et la croissance de la plaque de Nazca est compensée par son affaissement sous la plaque sud-américaine. Plaque. Ce phénomène est appelé subduction.

Actuellement, les principaux processus de subduction sur Terre se produisent le long des bords de la plaque Pacifique, et cet énorme phénomène (bien qu'invisible pour nous) s'accompagne d'éruptions et de tremblements de terre - ce n'est pas un hasard s'ils se produisent principalement à la périphérie de cet océan. Et les basaltes lourds de la croûte océanique qui se sont enfoncés dans les profondeurs s'enfoncent dans l'asthénosphère (s'enfonçant même parfois dans le manteau inférieur, où ils fondent et retournent (par convection) dans les fissures entre les plaques. Ce processus prend environ 200 heures. millions d'années, donc la croûte océanique n'est jamais plus vieille que cet âge. Par contre, les plaques continentales (légères) restent toujours au sommet (« flottent »), leur composition ne change pas, l'activité sismique est très faible et donc les géologues découvrent aujourd'hui des roches. sur Terre, âgés de 3 à 2,5 milliards d'années.

Il est intéressant de noter que tout récemment, les scientifiques ont réalisé que l'unique bassin d'Afar (bassin de Danakil, triangle d'Afar) est une dépression géologique dans la Corne de l'Afrique, l'un des rares endroits au monde (seuls deux endroits de ce type sont connus - ici et en Islande) où les dorsales océaniques peuvent être étudiées sur terre. Le mouvement tectonique dans le bassin (1 à 2 cm par an) entraîne des tremblements de terre constants et la formation de fissures en surface (aux limites des plaques) jusqu'à 8 mètres. Ici, au fond d'une immense caldeira, se trouve le lac de lave Erta Ale. Le flux constant de magma s’élevant du cratère depuis les profondeurs de la Terre se poursuit depuis 1967. Dans le même temps, des ruisseaux de lave chauffée au rouge s'écoulent périodiquement d'ici et, à chaque éruption, elle s'élève de plus en plus haut au-dessus de la dépression de Danakil. Aujourd'hui, sa hauteur est déjà de 613 m, mais il y a 3 à 4 millions d'années, elle était sous l'eau. D'ailleurs, sur la base de la paléoconstruction, le continent sibérien a migré il y a 570 millions d'années à travers ce flux de matière mantellique - à travers la province du manteau africain - à la suite de quoi sont nés les pièges sibériens, qui constituent le plateau de Poutorana (voir vidéo à la fin de l'article).

À l'ère moderne, plus de 90 % de la surface de la Terre est recouverte par les 7 plus grandes plaques lithosphériques : les plaques Antarctique, Africaine, Eurasienne, Indo-Australienne, Pacifique, Nord-Américaine et Sud-Américaine. Le reste est couvert par des assiettes plus petites, comme les assiettes Coco et Caraïbes dans la région Amérique centrale, l’assiette arabe, l’assiette philippine, etc.

San Francisco. 1906 Avant et après le tremblement de terre

Tracé du hotspot de Yellowstone au cours des 17 derniers millions d'années

"Points chauds" du monde

Grâce à la tomographie sismique, les géophysiciens ont obtenu les premières idées sur les flux convectifs de matière dans le manteau terrestre. Au sein du manteau supérieur, les principes de base de la théorie de la tectonique des plaques lithosphériques ont été confirmés : en effet, on observe l'affaissement de plaques océaniques froides et plus denses sous des plaques continentales plus légères et la montée de matière chauffée le long des axes des zones océaniques et continentales de rift. Cependant, des surprises ont également été découvertes : un mouvement multidirectionnel horizontal ou proche de la matière, et pas seulement un mouvement dans le plan vertical, comme on le supposait auparavant. Dans le même temps, les flux chauffés de matière du manteau sous les zones de volcanisme récent ou les zones de rift des dorsales médio-océaniques ne s'élèvent pas des profondeurs sous la forme de colonnes droites, mais ont une forme très bizarre, s'écartant vers les côtés et possédant des processus , apophyses et renflements sphériques.

Dans le même temps, des superpanaches géants ont été découverts, Pacifique (îles hawaïennes et île de Pâques) et africaine (approximativement sous la zone de jonction des plaques africaine, somalienne et arabe), qui réunissent des « points chauds » connus, formant ce qu'on appelle. des « champs chauds » s'étendant sur plusieurs milliers de kilomètres. Selon les données de tomographie sismique, la matière profonde remonte ici à la surface. Cela nous a permis de dire que les phénomènes convectifs ont un caractère profond. Dans le même temps, les processus associés à la couche supérieure s'intègrent bien dans la théorie existante de la tectonique des plaques lithosphériques, et la présence de deux superpanaches indique la nature à deux cellules des processus de convection.

Une caractéristique très importante de la tectonique des plaques lithosphériques est sa vérifiabilité par des méthodes indépendantes. Le fondateur de cette théorie, Alfred Wegener, a souligné, à titre de preuve, de nombreuses similitudes dans la structure géologique des continents, ainsi que les points communs de la flore et de la faune fossiles dans le passé géologique. Mais il y a 100 ans, il ne disposait pas des outils adéquats pour garantir que les continents bougeaient réellement. Un équipement moderne vous permet d'effectuer les calculs nécessaires avec une très grande précision.


Conformément au théorème d'Euler, le mouvement des plaques lithosphériques à la surface d'une sphère peut être représenté comme une rotation autour d'un axe passant par le centre de la sphère, c'est-à-dire la rotation peut être décrite par trois paramètres : les coordonnées de l'axe de rotation (par exemple, sa latitude et sa longitude) et l'angle de rotation. A la fin des années 80. Une expérience a été menée pour tester le mouvement des plaques lithosphériques. Elle était basée sur la mesure de lignes de base (lignes géodésiques passant par des points fixes choisis sur différents continents) par rapport à des quasars lointains, qui, en raison de leur émission radio surpuissante et de leur éloignement, sont également appelés phares de l'Univers. Des points ont été sélectionnés sur deux plaques, sur lesquels, à l'aide de radiotélescopes modernes, la distance aux quasars et leur angle de déclinaison ont été déterminés et, en conséquence, les distances entre les points des deux plaques ont été calculées, c'est-à-dire la ligne de base a été déterminée. Après plusieurs années, les mesures ont été répétées. Une très bonne convergence des résultats calculés selon d’autres critères a été obtenue. Les données obtenues ont été confirmées par des mesures modernes utilisant des systèmes de navigation par satellite GPS. En tant que docteur en sciences géologiques et minéralogiques, le professeur Nikolai Koronovsky déclare :MISE À JOUR
Avant que je puisse terminer, un merveilleux ajout de Doc est arrivé dans les commentaires. Alexandre Tchernitski ( Achernitski ) sur « nos Palestines » - sur le Rift syro-africain et les fragments de la plaque lithosphérique sur laquelle nous vivons :
Comme il se doit dans un État juif, tout ici bouge dans toutes les directions. C'est exactement le cas dont j'ai parlé ci-dessus :
"Il existe un autre type dans lequel plusieurs plaques interagissent et leur mouvement est trop complexe. Il s'agit de processus aux frontières de plusieurs plaques. Comme, par exemple, entre l'Afrique et l'Europe, où en plus de deux plaques principales, il existe également de nombreuses petites plaques. Leur interaction a jusqu'à présent été peu étudiée et leur prédiction de déplacement est problématique."

Des tremblements de terre et des éruptions volcaniques se produisent constamment à différents endroits de la planète. Il existe de tels mouvements qu'une personne ne les ressent même pas. Ces mouvements se produisent de manière constante, quel que soit le territoire ou la période de l'année. Les montagnes grandissent et rétrécissent, les mers grandissent et s’assèchent. Ces processus sont invisibles à l’œil humain car ils se produisent lentement, millimètre par millimètre. Tout cela est dû à des phénomènes tels que l’étalement et la subduction.

Subduction

Alors c'est quoi? La subduction est un processus tectonique : lors de la collision des plaques, les roches les plus denses qui composent le fond océanique se déplacent sous les roches légères des continents et des îles. À ce moment, une quantité incroyable d'énergie est libérée - c'est un tremblement de terre. Certaines des roches qui se sont enfoncées à de grandes profondeurs commencent à fondre lorsqu'elles interagissent avec le magma, après quoi elles éclaboussent la surface par les cheminées volcaniques. C'est ainsi que les volcans entrent en éruption.

La subduction des plaques lithosphériques fait partie intégrante de la vie de la planète. C'est aussi important que respirer pour une personne. Il est impossible d’arrêter ce processus, même si de nombreuses personnes meurent chaque année à cause de tels mouvements.

Zone de subduction

Classification des zones de subduction

Les zones de subduction sont classées selon leur structure. Les types de subduction sont divisés en quatre types principaux.

• Type andin. Ce type est caractéristique de la côte Pacifique du côté est. Il s’agit de la zone dans laquelle la jeune croûte nouvellement formée du fond océanique, sous un angle de quarante degrés, pénètre à grande vitesse sous la plaque continentale.
• Type de coupe glacée. Une telle zone est située dans des endroits où l'ancienne lithosphère massive de l'océan est subductée sous la lithosphère continentale. Il part avec un angle prononcé. Habituellement, une telle plaque passe sous une plaque continentale dont la surface est bien inférieure au niveau de l'océan.
• Type Mariane. Cette zone est formée par l'interaction de deux sections de la lithosphère océanique ou par leur sous-poussée.
• Type japonais. Il s'agit d'un type de zone où la lithosphère océanique se déplace sous l'arc ensialique insulaire.

Ces quatre types sont conditionnellement divisés en deux groupes :

• Pacifique Est (ce groupe ne comprend qu'un seul type andin. Ce groupe se caractérise par la présence d'une vaste marge continentale) ;
• Pacifique occidental (les trois autres types s'y trouvent. Ce groupe est caractérisé par les bords suspendus d'un arc volcanique d'îles).

Chaque type où se produit le processus de subduction est caractérisé par des structures de base qui existent nécessairement sous différentes variantes.

Pente de l'avant-arc et tranchée profonde

Une tranchée profonde est caractérisée par la distance entre le centre de la tranchée et le front volcanique. Cette distance est généralement de cent à cent cinquante kilomètres et est liée à l'angle d'inclinaison de la zone de subduction. Dans les zones les plus actives de la périphérie du continent, cette distance peut atteindre trois cent cinquante kilomètres.

La pente de l'avant-arc se compose de deux bases : une terrasse et un prisme. Le prisme est le bas de la pente, il est de type écailleux en termes de structure et de structure. Par le bas, il borde le versant principal, qui remonte à la surface, entrant en contact et interagissant avec les sédiments. Le prisme est formé en raison de la stratification des sédiments en dessous. Ces sédiments se superposent à la croûte océanique et descendent avec elle la pente sur une quarantaine de kilomètres. C'est ainsi que se forme un prisme.

Dans la zone située entre le prisme et le front volcanique se trouvent de grands escarpements. Les terrasses sont séparées par des corniches. Sur les zones plates de ces terrasses se trouvent des bassins de sédimentation sur lesquels des sédiments volcaniques et pélagiques s'y déposent. Dans les zones tropicales, des récifs peuvent se développer sur ces terrasses et des roches cristallines du socle ou des blocs étrangers peuvent être exposés.

Qu'est-ce qu'un arc volcanique ?

Cet article mentionne le terme île ou arc volcanique. Voyons ce que c'est. Une ceinture tectoniquement active qui coïncide avec les zones des plus grands tremblements de terre est désignée comme un arc insulaire volcanique. Il se compose de chaînes en forme d’arc de stratovolcans actuellement actifs. Ces volcans se caractérisent par des éruptions explosives. Cela est dû à la grande quantité de fluide contenue dans le magma de l’arc insulaire. Les arcs peuvent être doubles et même triples, et une forme particulière est l'arc fourchu. La courbure de chaque arc est différente.

Pools périphériques

Ce terme fait référence à un bassin ou à plusieurs de ces bassins. Ils sont semi-fermés et se forment entre le continent et l'arc insulaire. De tels bassins se forment du fait que le continent est déchiré ou qu'un gros morceau en est séparé. Généralement, une jeune croûte se forme dans de tels bassins. Ce processus de formation de croûte dans les bassins est appelé propagation de l'arrière-arc. - c'est l'un des types de telles piscines, elle est clôturée. Ces dernières années, il n'y a eu aucune nouvelle preuve que le rifting se produise quelque part, il est généralement associé au fait que la zone de subduction est redirigée ou saute brusquement vers un autre endroit.

Zones de subduction et leur expression en relief

Il existe au total 22 zones de subduction. En relief, les zones de subduction ont une structure asymétrique. Cette asymétrie est prédéterminée par la méthode même d'interaction convergente des plaques lithosphériques. La ligne de contact actif des plaques lithosphériques s'exprime clairement par des tranchées profondes dont la profondeur dépend directement du taux de subduction et de la densité moyenne des plaques lithosphériques. La profondeur maximale de la tranchée profonde est la fosse des Mariannes, la profondeur moyenne des tranchées profondes est d'environ 400 m, la largeur ne dépasse pas 50 à 100 km et la longueur est de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres.

Les tranchées profondes sont arquées avec une convexité vers la plaque subductrice. Le profil des tranchées profondes est toujours asymétrique. L'aile subductrice a une inclinaison de 5 degrés et l'aile suspendue a une inclinaison de 10 à 20 degrés. Du côté océan des tranchées profondes se trouvent des houles marginales en pente douce qui s'élèvent de 200 à 1 000 m au-dessus du fond océanique. Du côté opposé, de hautes crêtes ou crêtes sous-marines s'étendent parallèlement à la tranchée profonde au-dessus du mur suspendu de la zone de subduction. Si la subduction est dirigée directement sous la marge continentale, une crête côtière se forme. Là où la zone de subduction ne se trouve pas à la limite d’un continent, des arcs insulaires se forment.

La majeure partie des zones de subduction est associée à la ceinture Pacifique d'activité tectonique moderne. Il existe deux principaux types tectoniques de zones de subduction :

1) continental marginal (andin) ;

2) type océanique (moréen).

Type marginal-continental se forme là où la lithosphère océanique s'enfonce sous un continent. Ce type de subduction est divisé en trois tectonotypes : andin, sonde et japonais.

La zone de subduction andine est la plus longue (environ 8 000 km), elle se caractérise par une douce subduction de la jeune lithosphère océanique, la prédominance des contraintes de compression et la formation de montagnes sur l'aile continentale.

Dans les zones de subduction Type andin On distingue successivement la houle marginale (1), la tranchée profonde (2), la corniche côtière (3), le creux d'avant-arc (frontal) (4), l'arc insulaire (5) et le système arrière (6). .

Houle marginale (1), tranchée profonde (2), escarpement côtier (3), creux en arc d'étang (4), arc insulaire volcanique (5), processus de formation de montagnes (6).

Type de coupe glacée Les zones de subduction diffèrent des zones andines par l'absence de stress, ce qui rend possible l'amincissement de la croûte continentale. Dans le type de la Sonde, la croûte océanique plus ancienne est subductée sous la croûte continentale et l'angle de départ de la croûte océanique est plus grand que dans le type andin.

Type de zone japonaise la subduction diffère des autres types par la présence d'un bassin marin marginal avec une croûte nouvellement formée de type océanique et subocéanique. Ce type de subduction est recouvert par la mer. Dans les zones continentales marginales couvertes par la mer (type Sonde et type japonais), la même séquence d'éléments structurels est conservée, mais tous, à l'exception de la houle marginale et de la tranchée profonde, diffèrent légèrement de la éléments andins et sont donc désignés par des noms différents. À partir de la tranchée sous-marine, il y a un arc insulaire non volcanique, un creux d'avant-arc, un arc d'île volcanique et un creux d'arrière-arc (mer marginale).

Type moréen la subduction est formée par l'interaction de deux sections de la lithosphère océanique. Lorsqu'une zone de subduction de ce type se forme, la lithosphère océanique plus ancienne est subductée sous la lithosphère océanique plus jeune. En conséquence, un arc insulaire de symétrie n se forme au bord de la jeune lithosphère océanique.

Houle marginale (1), tranchée profonde (2), arc insulaire non volcanique (3), creux (4), arc insulaire volcanique (5), système de déformation arrière (6), arcs insulaires résiduels (7), mourant bassin interarcs (8).

Les processus se déroulent complètement différemment là où la listosphère continentale s'approche de la frontière convergente des deux côtés. Il comprend une croûte épaisse et de faible densité, donc la divergence se développe à ces endroits sous la forme d'une collision de plaques lithosphériques, accompagnée d'un délaminage et d'une déformation complexe dans la partie supérieure de la lithosphère. Certains scientifiques considèrent ce type d’interaction comme un type particulier de subduction. Ce type de subduction est appelé type alpin de subduction ou asubduction.

Une subduction se développe à l'arrière des structures continentales marginales, où la lithosphère subductée de l'océan est capable d'exercer une pression sur le continent, ce qui génère des failles inverses et des poussées dirigées depuis les océans.

L'interaction des plaques lithosphériques lors d'un contre-mouvement (c'est-à-dire aux frontières convergentes) donne lieu à des processus tectoniques complexes et divers pénétrant profondément dans le manteau. Ils s'expriment par des zones d'activité tectonomagmatique aussi puissantes que les arcs insulaires, les marges continentales de type andin et les structures montagneuses plissées. Il existe deux principaux types d’interaction convergente des plaques lithosphériques : la subduction et la collision. La subduction se développe là où les lithosphères continentales et océaniques ou les lithosphères océaniques et océaniques se rencontrent à une frontière convergente. Avec leur contre-mouvement, une plaque lithosphérique plus lourde (toujours océanique) passe sous l'autre, puis s'enfonce dans le manteau. Collision, c'est-à-dire la collision des plaques lithosphériques se développe là où la lithosphère continentale converge avec la lithosphère continentale : leur mouvement ultérieur est difficile, il est compensé par la déformation de la lithosphère, son épaississement et son « encombrement » dans des structures montagneuses plissées. Beaucoup moins fréquemment et pendant une courte période lors de la convergence, des conditions se présentent pour que des fragments de lithosphère océanique soient poussés sur le bord de la plaque continentale : son obduction se produit. Avec une longueur totale de frontières convergentes modernes d'environ 57 000 km, 45 d'entre elles sont des subductions, les 12 restantes sont des collisions. L’interaction d’obduction des plaques lithosphériques n’a été établie nulle part de nos jours, bien que l’on connaisse des zones où un épisode d’obduction s’est produit à une époque géologique relativement récente.

6.1. Subduction : sa manifestation, ses modes et ses conséquences géologiques

Au début des années 30, après avoir découvert de fortes anomalies négatives le long des tranchées profondes d'Indonésie, F. Vening-Meines est arrivé à la conclusion que dans ces zones actives, des plis de matière crustale légère étaient attirés dans le manteau. Parallèlement, F. Lake, étudiant la forme et la localisation des arcs insulaires, explique leur formation par l'intersection de la sphère terrestre avec des cassures inclinées le long desquelles le continent asiatique se déplace vers l'océan Pacifique. Bientôt, K. Wadachi a établi pour la première fois une zone sismofocale inclinée s'étendant de la tranchée profonde sous les chaînes volcaniques des îles japonaises, ce qui a soutenu l'hypothèse de la connexion d'arcs insulaires avec de grandes poussées (ou poussées) le long de la périphérie. de l'océan Pacifique.

À la fin des années 50, G. Stille exprimait l'idée que la formation de tranchées profondes, accompagnant des anomalies de gravité négatives et des zones sismofocales s'étendant dans le manteau, est associée à un sous-pouvoir oblique de la croûte océanique ; à une certaine profondeur, il fond, donnant naissance à des chaînes volcaniques qui s'étendent parallèlement à la tranchée.

Ce schéma était déjà très proche du concept moderne de subduction en tant que forme d'interaction convergente de plaques lithosphériques. Il s'est développé dans les années 60, lorsqu'un modèle de subduction lithosphérique a été développé. Le terme « subduction » lui-même (du latin sub - under, ductio - leader) a été emprunté à la géologie alpine : au début des années 50, A. Amstutz appelait subduction le mouvement et l'enfoncement en profondeur de certains complexes sialiques des Alpes sous d'autres. Dans son nouveau sens, le terme « subduction » a été approuvé lors de la II Conférence de Penrose et a depuis été largement utilisé pour désigner l'un des concepts fondamentaux de la tectonique des plaques lithosphériques. Au cours des dernières décennies, l’étude de la subduction est devenue une branche étendue de la géotectonique.

Il convient de souligner que le concept et le terme « subduction » ont été introduits pour désigner un processus profond et complexe, jusqu'alors inconnu. La subduction ne peut être réduite ni à une « sous-poussée » ni à une « poussée » de plaques lithosphériques. Leur approche pendant la subduction consiste en les vecteurs de mouvement de deux plaques en contact, et une relation variée entre la direction et l'amplitude de ces vecteurs est observée. De plus, dans les cas où se produit une subsidence gravitationnelle rapide de l'une des plaques lithosphériques dans l'asthénosphère, leur interaction est compliquée par le recul de la frontière convergente. Il a été établi que la subduction se développe différemment en fonction du rapport des vecteurs de mouvement des plaques, de l'âge de la lithosphère subductrice et d'un certain nombre d'autres facteurs.

Étant donné que lors de la subduction, l'une des plaques lithosphériques est absorbée en profondeur, entraînant souvent avec elle les formations sédimentaires de la tranchée et même les roches de l'éponte supérieure, l'étude des processus de subduction se heurte à de grandes difficultés. Les observations géologiques sont également entravées par la profondeur des eaux océaniques au-dessus des limites de subduction. La subduction moderne s'exprime dans le relief sous-marin et terrestre, les mouvements et structures tectoniques, le volcanisme et les conditions de sédimentation. La structure profonde des zones de subduction, ses manifestations sismiques et géothermiques sont étudiées à l'aide de méthodes géophysiques. Pour calculer la cinématique d'interaction de subduction des plaques lithosphériques, on utilise les paramètres de leur mouvement, déterminés par rapport aux axes d'étalement et dans les coordonnées des points chauds, ainsi que des solutions au mécanisme focal directement dans la partie supérieure des zones de Benioff . Ces dernières années, les mesures directes du mouvement relatif des plaques lithosphériques à l’aide de méthodes de réflecteur laser et de radio-interférométrie sont devenues de plus en plus importantes.

6.1.1. Expression des zones de subduction en relief

La méthode même d'interaction convergente des plaques lithosphériques lors de la subduction prédétermine l'asymétrie de chacune de ces zones et son relief. La ligne de contact actif est clairement exprimée par les tranchées profondes dont la profondeur, comme les structures lithosphériques, dépend directement de la vitesse de subduction et de la densité moyenne (c'est-à-dire de l'âge) de la plaque subductrice. Les tranchées servant de piège à sédiments, principalement pour les turbidites d'arc insulaire ou d'origine continentale, leur profondeur est déformée par la sédimentation, qui est déterminée par les conditions physiographiques. La profondeur de l'océan au-dessus des tranchées modernes varie considérablement, elle est maximale dans la fosse des Mariannes (11 022 m). La profondeur des tranchées par rapport à la houle marginale adjacente de la plaque subductrice atteint 4000 m.

D'une longueur pouvant atteindre plusieurs milliers de kilomètres, la largeur des tranchées ne dépasse généralement pas 50 à 100 km. En règle générale, ils sont courbés en arc de cercle avec une convexité vers la plaque subductrice, moins souvent ils sont droits. Les tranchées modernes en eaux profondes s'étendent perpendiculairement à la direction de subduction (subduction orthogonale) ou selon un angle aigu par rapport à cette direction (subduction oblique) ; la prédominance des orientations orthogonales et similaires a été établie.

Le profil des tranchées profondes est toujours asymétrique : le mur subducteur est plat (environ 5°), le mur supérieur est plus raide (jusqu'à 10 et même 20°). Les détails du relief varient en fonction de l'état de contrainte des plaques lithosphériques, du régime de subduction et d'autres conditions. À de nombreuses intersections, la pente océanique de la tranchée est compliquée par des grabens longitudinaux et des montagnes. Le fond étroit et plat de la tranchée, parfois large de quelques centaines de mètres seulement, est composé de sédiments.

Le placement des formes en relief sur le cadre des tranchées profondes est également asymétrique. Du côté de l'océan, il s'agit de douces houles marginales qui s'élèvent de 200 à 1 000 m au-dessus du fond de la mer. À en juger par les données géophysiques, les houles marginales représentent une courbure anticlinale de la lithosphère océanique, qui n'est pas équilibrée isostatiquement et est soutenue par sa compression horizontale. . Là où l'adhérence par friction des plaques lithosphériques est élevée, la hauteur du gonflement marginal est en correspondance directe avec la profondeur relative du segment adjacent de la tranchée.

Du côté opposé, au-dessus de l'aile suspendue («imminente») de la zone de subduction, parallèlement à la tranchée, s'étendent de hautes crêtes ou crêtes sous-marines qui, comme nous le verrons ci-dessous, ont une structure et une origine différentes. Si la subduction est dirigée directement sous la marge continentale (et qu'une tranchée profonde est adjacente à cette marge), une crête côtière et une crête principale séparées de celle-ci par des vallées longitudinales se forment généralement, dont la topographie peut être compliquée par des édifices volcaniques. . Ces derniers sont également associés à la subduction, étant situés à une certaine distance de la tranchée profonde. Les Andes sont les plus puissantes et les plus représentatives des systèmes montagneux modernes de cette origine.

Là où la zone de subduction n'est pas située à la limite du continent, une paire de reliefs positifs d'origine similaire sont représentés par des arcs d'îles. Il s'agit d'un arc extérieur non volcanique (immédiatement à côté de la tranchée) et séparé par des dépressions, parallèles à celle-ci, d'un arc intérieur volcanique principal. Parfois, l’arc insulaire extérieur ne se forme pas et correspond à une courbure prononcée du relief sous-marin au bord de la tranchée profonde. La plupart des arcs insulaires modernes sont situés à la limite ouest de l'océan Pacifique : depuis les arcs des Aléoutiennes et des Kouriles-Kamtchatka au nord jusqu'à l'arc de Kermadec au sud. Cette dernière s'étend presque linéairement : la forme arquée des crêtes volcaniques et non volcaniques, des tranchées sous-marines et d'autres manifestations de zones de subduction atteignant la surface est répandue, non aléatoire, mais pas obligatoire.

Étant donné que toute zone de subduction s'étend obliquement en profondeur, son effet sur l'éponte supérieure et son relief peuvent s'étendre sur 600 à 700 km ou plus à partir de la tranchée, ce qui dépend principalement de l'angle d'inclinaison. Dans le même temps, en fonction des conditions tectoniques, diverses formes de relief se forment, qui seront discutées ci-dessous lors de la caractérisation des séries structurelles latérales au-dessus des zones de subduction.

6.1.2. Position tectonique et principaux types de zones de subduction

La localisation actuelle des zones de subduction est très naturelle : la plupart d’entre elles sont confinées à la périphérie de l’océan Pacifique. Les systèmes de subduction des Petites Antilles et du Sud, bien que situés dans l'Atlantique, sont étroitement liés dans leur origine à l'évolution des structures de la charpente Pacifique, avec leur courbure et leur pénétration très à l'est dans les espaces libres qui s'ouvraient entre les continents d'Amérique du Nord, d'Amérique du Sud et de l'Antarctique. Le système de subduction de la Sonde est plus indépendant, mais il gravite également vers l'ensemble structurel du Pacifique. Ainsi, à l'heure actuelle, toutes les zones de subduction qui ont reçu un développement complet et caractéristique sont d'une manière ou d'une autre liées à cette ceinture la plus puissante d'activité tectonique moderne. Seules quelques zones de subduction relativement petites, peu profondes et spécifiques (telles que la mer Égée, l'Éolienne) se développent dans le bassin méditerranéen - cette relique de l'océan Téthys Mésozoïque-Cénozoïque. La marge nord de Téthys est également héritée de la zone de subduction de Mekran.

La géologie historique nous permet de comprendre le modèle mentionné ci-dessus de la localisation moderne des zones de subduction. Au début du Mésozoïque, ils encadraient presque complètement le supercontinent Pangée, alors unifié, sous lequel la lithosphère de l'océan Panthalassa environnant était subductée. Par la suite, à mesure que le supercontinent se désintégrait progressivement et que ses fragments se déplaçaient de manière centrifuge, des zones de subduction ont continué à se développer devant le front des masses continentales en mouvement. Ces processus ne s'arrêtent pas à ce jour. L'océan Pacifique moderne étant l'espace laissé par Panthalassa, les zones de subduction qui apparaissent sur son cadre sont en quelque sorte des fragments de l'anneau de subduction qui encerclait la Pangée. À l'heure actuelle, ils sont situés approximativement sur la ligne du grand cercle de la sphère terrestre et, avec le passage des temps géologiques, à mesure que la superficie de l'océan Pacifique continue de diminuer, ils convergeront probablement encore plus près de son cadre.

Les zones de subduction méditerranéennes n'ont pas de systèmes d'épandage associés et semblent soutenues par la fermeture de l'océan Téthys, une émanation majeure de la Panthalassa.

La nature des sections en interaction de la lithosphère détermine les différences entre les deux principaux types de zones de subduction tectoniques : marge continentale (andine) et océanique (Mariannes). La première se forme là où la lithosphère océanique se subduit sous le continent, la seconde - lors de l'interaction de deux sections de la lithosphère océanique.

La structure et le régime de subduction des zones de marge continentale sont divers et dépendent de nombreuses conditions. Le plus long d'entre eux, l'Andin (environ 8 000 km), se caractérise par une douce subduction de la jeune lithosphère océanique, la prédominance des contraintes de compression et la formation de montagnes sur l'aile continentale. L'Arc de la Sonde se distingue par l'absence de telles contraintes, ce qui permet l'amincissement de la croûte continentale dont la surface se situe principalement sous le niveau de l'océan ; la lithosphère océanique plus ancienne est subductée en dessous, s'enfonçant en profondeur selon un angle plus prononcé.

La zone de subduction de type japonais peut également être considérée comme une variété de zone marginale-continentale, dont une idée est donnée par l'intersection passant par la fosse du Japon - la mer Honshu-Japon. Elle se caractérise par la présence d'une zone marginale bassin maritime avec une croûte nouvellement formée de type océanique ou subocéanique. Les données géophysiques et paléomagnétiques permettent de retracer l'ouverture de la mer marginale du Japon lorsqu'une bande de lithosphère continentale s'est séparée de la marge asiatique. En se courbant progressivement, il s'est transformé en un arc insulaire japonais avec une base continentale sialique, c'est-à-dire dans l'arc de l'île Eisial. Nous reviendrons ci-dessous sur la question de savoir pourquoi dans certains cas le développement de la zone de subduction marginale-continentale conduit à l'ouverture de la mer marginale, alors que dans d'autres cela ne se produit pas.

Lors de la formation des zones de subduction de type océanique (Marianes), la lithosphère océanique la plus ancienne (et donc la plus puissante et la plus lourde) est subductée sous la plus jeune, au bord de laquelle (sur une base simatique) se forme ensimatia gratté l'arc de l'île. Un exemple de telles zones de subduction, avec les Mariannes, peut être des systèmes d'arcs insulaires tels que Izu-Bopin, Tonga-Kermadec et Southern Lntil. Aucune de ces zones de subduction, du moins ces derniers temps, ne s’est formée au milieu de l’océan : elles gravitent vers une paragenèse complexe de structures dans la charpente océanique.

Dans tous les cas considérés, la lithosphère de type océanique est subductée. Le processus se déroule différemment là où la lithosphère continentale s'approche de la frontière convergente des deux côtés. Il comprend une croûte épaisse et de faible densité. Par conséquent, la convergence se développe ici comme une collision, qui s'accompagne d'un délaminage tectonique et d'une déformation complexe de la partie supérieure de la lithosphère. De nombreuses zones de collision sont asymétriques ; des sous-poussées et des poussées descendantes sismologiquement prononcées des plaques de la croûte continentale s'y produisent. Il s’agit de l’activité tectonique actuelle de l’Himalaya, à la jonction des plaques continentales de l’Eurasie et de l’Hindoustan. Nous considérerons cette catégorie de frontières convergentes comme un type de collision.

Cependant, dans la plupart des cas, la subduction A a une nature tectonique différente et, comme le note A. Bally, est associée à une subduction dirigée vers une subduction plus profonde de la lithosphère océanique. Il se développe à l'arrière des structures montagneuses marginales-continentales, où la lithosphère subductée de l'océan est capable d'exercer une pression sur le continent, générant des failles inverses et des poussées dirigées loin de l'océan. Un exemple est les exploits des chaînes subandiennes, les montagnes Rocheuses. Il est possible que, sous l'influence d'une subduction profonde, un certain abaissement du continent autochtone résultant de ces poussées associées se produise également. Des zones de subduction A similaires, situées au-dessus de puissantes zones de subduction continentales, leur sont très probablement secondaires. Ils s’inscrivent dans la paragenèse structurale de la marge continentale.

6.1,3. Expression géophysique des zones de subduction

Les méthodes de sismicité, de sismologie, de gravimétrie, de magnétométrie, de sondage magnétotellurique, de géothermie, se complétant mutuellement, fournissent des informations directes sur l'état profond de la matière et la structure des zones de subduction, qui peuvent être retracées avec leur aide jusqu'au manteau inférieur. Profilage sismique multicanal permet d'obtenir des profils structurels de zones de subduction jusqu'à des profondeurs de plusieurs dizaines de kilomètres à haute résolution. Sur de tels profils, on peut discerner le déplacement principal de la zone de subduction, ainsi que la structure interne des plaques lithosphériques de part et d'autre de cette structure.

À l’aide de méthodes de tomographie sismique, la lithosphère subductrice peut être retracée profondément dans le manteau, car cette lithosphère diffère des roches environnantes par ses propriétés élastiques (« facteur de qualité sismique ») et ses caractéristiques de vitesse plus élevées. Les profils montrent comment la plaque subductrice traverse la couche asthénosphérique principale. Dans certaines zones, notamment près du Kamtchatka, il continue de suivre une trajectoire oblique, pénétrant dans le manteau inférieur jusqu'à une profondeur de 1 200 km.

L'interaction convergente de la lithosphère dans une zone de subduction crée des contraintes qui perturbent l'équilibre isostatique et maintiennent la courbure des plaques lithosphériques et le relief tectonique correspondant. g ravimétrie détecte de fortes anomalies gravitationnelles qui s'étendent le long de la zone de subduction et qui, lors de sa traversée, changent selon une séquence régulière. Devant la tranchée profonde de l'océan, on constate généralement une anomalie positive allant jusqu'à 40 à 60 mGl, confinée à la houle marginale. On pense que cela est dû à la flexion anticlinale élastique de la lithosphère océanique au début de la zone de subduction. Vient ensuite une intense anomalie négative (120-200, moins souvent jusqu'à 300 mGl), qui s'étend sur la fosse profonde et se déplace de plusieurs kilomètres vers son côté arc insulaire (ou continental). Cette anomalie est en corrélation avec le relief tectonique de la lithosphère, et aussi, dans de nombreux cas, avec une augmentation de l'épaisseur du complexe sédimentaire. De l’autre côté de la tranchée profonde, une anomalie fortement positive (1C0-300 mGl) est observée au-dessus du mur supérieur de la zone de subduction. Une comparaison des valeurs de gravité observées avec celles calculées confirme que ce maximum gravitationnel peut être dû à la subduction oblique de roches plus denses dans l'asthénosphère à partir de la lithosphère relativement froide. Dans les systèmes d'arc insulaire, la continuation du profil gravitationnel est généralement suivie de petites anomalies positives sur le bassin maritime marginal.

La subduction moderne s'exprime également dans les données magiciennitométrie. Les cartes des anomalies magnétiques linéaires des bassins de type océanique distinguent clairement leurs limites tectoniques de nature rifting et subduction. Si, par rapport aux premières, les anomalies linéaires de la croûte océanique sont cohérentes (parallèles à elles), alors les limites de subduction sont sécantes, elles coupent les systèmes d'anomalies sous n'importe quel angle, en fonction de l'interaction convergente des plaques lithosphériques.

Lorsque la lithosphère océanique est immergée dans une fosse profonde, l'intensité des anomalies linéaires diminue souvent plusieurs fois, ce qui s'explique probablement par la démagnétisation des roches due aux contraintes de flexion. Dans d’autres cas, les anomalies peuvent être tracées jusqu’à la frontière convergente et même au-delà.

Observations géothermiques détecter une diminution du flux de chaleur à mesure que la lithosphère relativement froide coule sous le côté arc insulaire (ou continental) de la tranchée marine profonde. Cependant, à mesure que l'on s'approche de la ceinture de volcans actifs, le flux de chaleur augmente fortement. On pense que l'énergie libérée en profondeur à la suite du frottement de subduction, de la compression adiabatique et des transformations minérales exothermiques y est réalisée.

Ainsi, les données des différentes méthodes géophysiques concordent assez bien entre elles ; elles ont servi de base à un modèle de subduction lithosphérique, qui a été vérifié et affiné au fur et à mesure de l'approvisionnement de ces données.

6.1.4. Zones de Bénioff

La manifestation la plus expressive de la subduction moderne est, comme indiqué ci-dessus, les zones focales sismiques qui s'étendent obliquement vers la profondeur. Au milieu des années 30, K. Wadachi a établi la première zone de ce type près du Japon et, au cours de la décennie suivante (1938-1945), B. Gutenberg et C. Richter ont publié des informations sur la plupart des zones focales sismiques restantes. La synthèse globale de ces auteurs a suscité beaucoup d’intérêt. Déjà en 1946, en particulier, paraissait un article du célèbre pétrologue et volcanologue A. N. Zavaritsky «Quelques faits qui doivent être pris en compte dans les constructions tectoniques», dans lequel l'idée était développée sur le rôle primordial et déterminant des zones sismiquement actives profondes par rapport à ceux observés au-dessus d'eux près de la surface, des processus tectoniques et volcaniques, secondaires en ce sens.

En 1949-1955. H. Benioff du California Institute of Technology a publié la prochaine génération d'articles de synthèse sur les zones focales sismiques. Au cours de ces années, le concept de « nouvelle tectonique globale » mûrit, dont les créateurs ont largement utilisé les travaux de H. Benioff sur les zones sismofocales et ont commencé à les appeler « zones Benioff ». Le nom est enraciné dans la terminologie géologique et géophysique, tandis que la priorité de K. Wadati est reconnue et un hommage est rendu à la découverte fondamentale de ce scientifique.

À ce jour, de nombreux documents ont été accumulés sur la structure et les caractéristiques des zones focales sismiques de Benioff. La localisation des sources sismiques, leur magnitude, ainsi que les résultats de la résolution de leur mécanisme focal sont pris en compte, permettant de juger de l'orientation des principaux axes de contraintes. La localisation des foyers profonds est généralement représentée sur des cartes (c'est-à-dire en projection sur un plan horizontal), ainsi que sur des « profils » transversaux et longitudinaux de la zone Benioff. Chacun de ces « profils » est une projection de sources sismiques sur une surface verticale. Pour construire un « profil » transversal, un certain segment de la zone Benioff est pris et les foyers qu'il contient sont projetés sur un plan vertical orienté vers la croix de la direction de la zone. Parfois, ce plan vertical est orienté dans la direction de la subduction, qui peut se produire sous différents angles par rapport à l'orientation de la zone. Le « profil » longitudinal de la zone Benioff est obtenu en projetant des sources sismiques sur une surface verticale qui suit la zone focale sismique en se courbant avec elle.

Profondeur des zones Benioff. En comparant la localisation des sources sismiques avec les résultats de la tomographie sismique pour la même zone de subduction, on peut être convaincu que l'affaissement de la lithosphère génère d'abord, jusqu'à une certaine profondeur, une source de vibrations élastiques, puis se poursuit comme un processus asismique. . Ceci est probablement dû principalement à une diminution des propriétés élastiques de la lithosphère en voie de disparition à mesure qu'elle se réchauffe. La profondeur des zones Benioff dépend principalement du volume. à la fois de la maturité de la lithosphère océanique subductrice, qui a augmenté son épaisseur et s'est refroidie avec l'âge.

Le deuxième régulateur important de la profondeur des zones Benioff est le taux de subduction.

La profondeur observée des zones Benioff varie considérablement tant d'une zone à l'autre que le long de la direction d'une même zone. En particulier, la profondeur de l'une des zones focales sismiques les plus longues, la zone andine, diminue de 600 km dans sa partie centrale à 150-100 km sur les flancs.

La répartition verticale des sources sismiques dans les zones Benioff est extrêmement inégale. Leur nombre est maximum au sommet de la zone, diminue de façon exponentielle jusqu'à des profondeurs de 250 à 300 km, puis augmente, donnant un pic compris entre 450 et 600 km.

Direction de pente des zones Benioff. Toutes les zones Benioff sont orientées obliquement. Dans les systèmes de marge continentale, y compris les systèmes de construction complexe de type japonais, ils subduisent toujours vers le continent, puisque c'est la lithosphère océanique qui subduit.

Profil de la zone Benioff. L'inclinaison de chaque zone focale sismique change avec la profondeur, définissant ainsi son profil transversal. Les petits angles d'inclinaison en surface (35-10°) augmentent avec la profondeur : d'abord très légèrement, puis généralement suivis d'une inflexion nette, suivie d'une nouvelle augmentation progressive de l'inclinaison, jusqu'à presque la verticale. se situe naturellement entre les deux extrêmes de leurs types

L'activité sismique maximale est concentrée dans le segment suivant des zones Benioff, où elle est générée par l'interaction convergente de deux plaques lithosphériques.

6.1.5. Expression géologique des zones de subduction

L'étude des zones de subduction modernes permet de juger de l'expression de ce processus dans la sédimentation, les déformations tectoniques, le magmatisme et le métamorphisme. Ceci fournit à son tour la clé d’une reconstruction actualiste des anciennes zones de subduction.

Subduction et sédimentation. Le relief tectonique créé par la subduction prédétermine le placement naturel des bassins sédimentaires aux formations caractéristiques. La spécificité de l'accumulation de sédiments dans la fosse profonde, où passe la limite convergente des plaques lithosphériques et où commence la subduction, mérite une attention particulière.

Les séries latérales de bassins sédimentaires varient selon le type tectonique de la zone de subduction. Dans le cadre d'une marge continentale de type andin, en partant de l'océan, suivez tranchée profonde, bassins frontaux et arrière. La tranchée est caractérisée par des dépôts flyschoïdes, des turbidites terrigènes et tufacées. Le matériau qui les compose provient du talus continental et contient souvent des produits d'érosion du socle granitique métamorphique. Le transport longitudinal le long de la tranchée sur de longues distances est caractéristique. Les bassins frontaux et arrière (creux) servent de lieu d'accumulation de strates continentales et marines peu profondes d'apparence mélasse pouvant atteindre plusieurs kilomètres d'épaisseur. Dans ce cas, le bassin frontal, situé entre les crêtes côtières (non volcaniques) et principales (volcaniques), est rempli de manière asymétrique : d'une part avec du matériau clastique, de l'autre - avec du matériau à la fois clastique et volcanogène. Le bassin arrière, qui dans sa position est un piémont, en avant, reçoit également les produits de la destruction de la crête principale et de son matériel volcanique. La démolition due aux soulèvements intracontinentaux du craton s'y produit également.

Dans le cadre d'arcs insulaires, la rangée latérale de bassins et leur remplissage sont modifiés. Les dépôts flyschoïdes de la tranchée profonde contiennent ici moins de matière terrigène. Devant les arcs ensimatiques, des produits de destruction de gabbroïdes, ultrabasites et autres roches de la lithosphère océanique apparaissent s'ils font saillie sur la pente de l'arc insulaire de la tranchée. Comme frontal dans les arcs insulaires, il est formé j'anticiperaipiscine merdique, qui est rempli de dépôts marins, y compris flyschoïdes, tufacés-sédimentaires de grande épaisseur. Profond se développe comme un arrière arc arrière oupiscine inter-arcs, où d'épais sédiments marins, y compris des flyschoïdes, s'accumulent sur une base continentale amincie ou sur une croûte océanique nouvellement formée. Ainsi, les formations molassoides marines et continentales peu profondes des marges des systèmes continentaux sont remplacées dans les systèmes d'arc insulaire par des formations d'eau plus profondes, principalement flyschoïdes. Tous deux sont caractérisés par la présence de matériel volcanogène dont la composition dépend du type tectonique de la zone de subduction, qui sera discuté ci-dessous dans la section sur le magmatisme.

Le cadre tectonique de l’accumulation de sédiments dans la tranchée profonde est unique. Quelle que soit la durée d'existence de la zone de subduction, elle ne contient que des sédiments très jeunes, pléistocènes et holocènes, dont l'épaisseur ne dépasse généralement pas plusieurs centaines de mètres. À cet égard, ils contrastent avec le remplissage sédimentaire des creux adjacents de la marge continentale ou de l'arc insulaire, où la tranche d'âge et l'épaisseur sont beaucoup plus grandes. Couchés presque horizontalement, les sédiments de la fosse profonde s'appuient contre son côté océanique, et du côté continental (ou arc insulaire), les rapports dépendent du régime tectonique de subduction. Dans certains cas, comme par exemple dans la fosse centraméricaine au large du Guatemala, ils se déplacent sous le mur suspendu et sont impliqués dans la subduction, ne subissant pratiquement aucune déformation. Dans d'autres cas, au contraire, près de la limite convergente, les sédiments de la tranchée profonde acquièrent une structure de plus en plus complexe (finalement des lamelles isoclines pliées), rejoignant ce qu'on appelle le coin d'accrétion. Ce sont les relations dans la partie nord de la même tranchée centraméricaine au large des côtes du Mexique.

Ainsi, la spécificité de l'accumulation de sédiments dans une tranchée profonde réside dans tous les cas dans le fait que le substrat crustal en mouvement, se subductant sous la marge continentale (ou arc insulaire), à ​​la manière d'un tapis roulant, élimine les matières sédimentaires entrant dans la tranchée, laissant place à pour des précipitations de plus en plus jeunes. Ces relations sont très expressives dans la fosse du Japon au large de Honshu, où elles ont été cartographiées à partir de véhicules submersibles lors de recherches dans le cadre du programme Kaiko. En particulier, les masses de glissement sous-marines provenant du versant de l'arc insulaire y sont impliquées dans la subduction et ne forment pas d'accumulations significatives au fond de la tranchée.

Si dans les bassins de sédimentation ordinaires l'épaisseur des sédiments dépend en grande partie de l'affaissement du fond, alors dans les tranchées profondes, les facteurs physiques et géographiques qui contrôlent l'apport de matière terrigène viennent en premier. À cet égard, la tranchée chilienne-péruvienne est indicative, pratiquement dépourvue de précipitations dans le segment adjacent au désert d'Atacama, et acquérant progressivement son remplissage habituel au nord et au sud, où le climat devient humide et l'apport de débris du continent est normalisé. Un autre exemple notable est la tranchée de Porto Rico, dont la partie la plus méridionale est bloquée par une forte sédimentation car le ruissellement important du delta de l'Orénoque y est dirigé. Au nord, à mesure qu'on s'éloigne de cette source puissante, l'épaisseur des sédiments dans la tranchée diminue.

6.1.6. Cinématique de subduction

La diversité du relief, de la structure profonde, de l'état de contrainte et du magmatisme des zones de subduction, leurs séries structurelles latérales sont déterminées par l'interaction de nombreux facteurs, parmi lesquels, comme indiqué ci-dessus, le rôle des paramètres cinématiques de subduction est important. Malgré le fait que la subduction fait principalement référence à l'interaction convergente des plaques, il est important de prendre en compte l'ensemble de ces paramètres. Parmi eux, la vitesse de convergence n’est pas critique dans de nombreux cas.

Paramètres cinématiques de subduction. Les modèles cinématiques de subduction sont basés sur les vecteurs vitesses de mouvements « absolus » : le glissement horizontal de deux plaques lithosphériques en interaction, ainsi que la subsidence gravitationnelle de l'une d'elles avec sa flottabilité négative sur l'asthénosphère. Dans ce dernier cas, le recul correspondant de la charnière de la plaque subductrice (sa ligne d'inflexion au niveau de la tranchée) est également pris en compte. A partir des vecteurs de vitesses « absolues », sont déterminés les mouvements relatifs des plaques le long de la zone de déplacement de la zone de subduction, ainsi que les déformations qui les complètent (pliements et déplacements de failles : cisaillements, failles et chevauchements inverses, rifts et propagation) dans la plaque lithosphérique qui avance.

À l'opposé, on pense que le déplacement offensif de la charnière de la dalle subductrice est résisté par la partie subductée de la dalle, "ancrée" dans le manteau. Avec un tel déplacement, il se replierait et se renverserait, cependant, pour autant que l'on puisse en juger à partir des données géophysiques, cela ne se produit pas. Un mouvement offensif de la lithosphère subductrice (et de sa charnière) ainsi que du matériau asthénosphérique environnant ne peut être exclu.

À des vitesses de déplacement élevées de la plaque supérieure, et également là où une lithosphère océanique relativement légère ou épaisse est subductée, la plaque supérieure avance au-delà de la ligne charnière de la plaque inférieure et la chevauche. Une partie de surface très plate de la zone Benioff se forme, typiquement exprimée sous le segment central des Andes. Des structures de contrainte et de compression apparaissent dans les deux plaques lithosphériques.

Au contraire, là où la lithosphère ancienne et lourde s'affaisse, des conditions sont possibles dans lesquelles l'aile suspendue est en retard sur le recul de la charnière dans son mouvement. L'écartement correspondant se produit le long des zones affaiblies au-dessus de la surface de subduction, où s'ouvrent des bassins d'arrière-arc ou intra-arc. Ceci est déterminé par le vecteur de déplacement relatif de la partie frontale de la plaque lithosphérique qui avance .

Comprendre la nature de la structure fine d'une zone de subduction est d'une importance capitale pour la physique du processus sismotectonique. Le résultat d'études géophysiques et géologiques intensives des zones de subduction au cours des dernières décennies est de nouvelles données sur la structure de cette zone et les caractéristiques de la sismicité. Ils ont posé un certain nombre de questions dont les réponses ne peuvent être obtenues dans le cadre du modèle de la tectonique des plaques. Il est préférable d'envisager ces problématiques sur la base de l'activation de processus endogènes qui ont une composante verticale importante de transfert d'énergie. Nous nous limiterons à présenter les résultats d'un certain nombre de travaux sur le Kamtchatka, les îles Kouriles et le Japon, largement connus et assez objectifs.

Tout d'abord, considérons les caractéristiques de l'apparition des processus sismotectoniques, qui reflètent simultanément les conditions de leur manifestation. Ceci peut être jugé à partir de la répartition de la densité des épicentres des tremblements de terre du Kamtchatka (Fig. 5.6, [Boldyrev, 2002]). La principale zone sismiquement active a une largeur de 200 à 250 km. La distribution de la densité des épicentres de foyers (ci-après dénommés foyers) dans l'espace est complexe, avec des zones isométriques et allongées de différentes densités de foyers identifiées.

Les zones de densité focale accrue forment un système de linéaments dont les plus visibles coïncident avec l'orientation des morphostructures de la région du Kamtchatka. Ces zones sont stables dans l’espace sur la période du contrôle instrumental, de 1962 à 2000. La position des zones faiblement sismiques est également stable dans l’espace. Notez que la fréquence des tremblements de terre au sein de ces zones peut varier considérablement. Ceci est démontré lors de la mise en œuvre, par exemple, d'algorithmes RTL [Sobolev et Ponomarev, 2003].

Fig. 5.6 Densité des épicentres (N pour 100 km²) des tremblements de terre du Kamtchatka de 1962-1998. (H=0-70km, ko > 8,5). Rectangle - zone d'enregistrement en toute confiance des événements avec KB> 8.5. 1 - volcans modernes, 2 - sources avec kb > 14,0, 3 - axe de la fosse profonde, 4 - isobathe - 3500m.

Les changements spatio-temporels de la densité des sources dans trois bandes de la zone sismique du Kamtchatka sont représentés sur la Fig. 5.7. [Boldyrev, 2002]. Comme on peut le constater, la position des zones sismiquement actives et faiblement sismiques est très stable dans le temps au cours de cette période de suivi. La même figure montre la position des sources de forts séismes (K > 12,5), coïncidant avec des zones de densité accrue de sources de faibles séismes. On peut affirmer que les événements forts se produisent dans les zones d'activité accrue des événements faibles, bien que, selon les concepts mécanistes, une décharge des contraintes accumulées devrait se produire dans ces zones.

Les résultats de l'analyse présentés sur la figure 1 sont très intéressants. 5.8 [Boldyrev, 2000]. La partie supérieure de la figure montre une coupe verticale de la distribution de densité des hypocentres dans des cellules de 10 km sur 10 km et la position de la section croûte-manteau. Il n'y a pratiquement pas de centres dans le manteau sous le Kamtchatka, alors qu'ils prédominent sous l'équateur de l'océan Pacifique. Dans la partie inférieure de la figure, l'auteur montre les tendances estimées de migration des événements forts à partir de 159°E. à 167° est La vitesse de « migration » des foyers est de 50 à 60 km/an, la fréquence d'activation est de 10 à 11 ans. De la même manière, nous pouvons identifier des tendances d’événements de niveau d’énergie inférieur qui se « propagent » d’ouest en est. Cependant, la nature de ces processus de transfert d’énergie élastique horizontal n’a pas été discutée. Notez que le schéma des processus de transfert d'énergie élastique agissant horizontalement ne concorde pas avec les positions stables observées dans l'espace des zones avec un niveau de sismicité constant. L'existence de zones stables avec des phénomènes sismiques actifs est plus révélatrice de l'apparition de processus verticaux d'excitation du milieu, qui ont un certain rythme au cours d'une période donnée.

Il est possible que ces processus soient associés à diverses caractéristiques de l'environnement, reflétées dans les modèles de vitesse (Fig. 5.9 et 5.10) [Tarakanov, 1987 ; Boldyrev et Katz, 1982]. Les inhomogénéités qui forment une mosaïque complexe de « blocs » avec des niveaux de vitesses augmentés ou diminués (par rapport à la section de vitesse moyenne selon Jeffreys) sont immédiatement perceptibles. De plus, les « blocs », dans lesquels les vitesses sont presque constantes, se trouvent dans une large gamme de profondeurs ; les structures inclinées, également avec une grande différence de profondeur, se distinguent par contraste. Dans les mêmes plages de profondeur, les vitesses des ondes élastiques peuvent être à la fois élevées et faibles. Les vitesses dans le manteau sous-continental sont inférieures à celles dans le manteau sous-océanique aux mêmes profondeurs. Il faut également noter les valeurs les plus élevées des gradients de vitesse.

Fig. 5.7 Distributions spatio-temporelles de la densité des sources (nombre d'événements par 0,5 an dans l'intervalle AY = 20 km) dans trois linéaments longitudinaux de la zone sismiquement active du Kamtchatka. Les positions des 20 séismes les plus forts dans chaque bande sont marquées par des croix.

Figure 5.8. Coupe verticale (a) et évolution spatio-temporelle de la densité des foyers (b) dans une bande de 20 km le long de 55°N. 1 - foyers sismiques Kb>12,5, 2 - projection de la zone volcanique moderne, 3 - projection de l'axe de tranchées en haute mer.

Fig.5.9 Champs de vitesse des ondes longitudinales (km/s) dans la zone focale le long du profil Station Hachinohe - Île Shikotan : 1 -< 7.25, 2 - 7.25 - 7.5, 3 - 7.51 - 7.75, 4 - 7.76 - 8.0, 5 - 8.01 - 8.25, 6 - 8.26 - 8.5, 7 - >8.5, 8 - hypocentres des tremblements de terre les plus forts.

Fig. 5.10 Profil latitudinal des changements de vitesses des ondes longitudinales (station SKR - tranchée profonde), anomalies du flux thermique et du champ de gravité. 1 - isolignes du champ de vitesse V ; 2 - valeurs de vitesse pour le modèle terrestre standard ; 3 - position de la surface M et valeurs des vitesses limites dans celle-ci ; 4 - modification du flux de chaleur de fond ; 5 - anomalies du champ de gravité ; 6 - volcans actifs ; 7 - tranchée profonde, 8 - limites de la couche sismofocale.

Le niveau d'activité sismique (c'est-à-dire la densité des sources) dans les zones a une corrélation inverse avec la vitesse V ? et directement avec le facteur qualité de l'environnement. Dans le même temps, les zones de vitesses accrues sont généralement caractérisées par un niveau d'atténuation plus élevé [Boldyrev, 2005], et les hypocentres des événements les plus puissants sont situés dans des zones de vitesses accrues et sont confinés aux limites de des « blocs » avec des vitesses différentes [Tarakanov, 1987].

Un modèle de vitesse généralisé d'un milieu bloc a été construit pour la zone sismofocale et ses environs [Tarakanov, 1987]. La zone focale est également hétérogène en termes de répartition spatiale des hypocentres et de structure de vitesse. En termes d'épaisseur, il s'agit d'une double couche, c'est-à-dire la zone sismofocale elle-même et la couche à grande vitesse adjacente (ou « bloc ») avec D V ~ (0,2 - 0,3 km/s). La partie la plus sismique de la zone est caractérisée par des vitesses anormalement élevées, et les blocs directement sous les arcs insulaires et encore plus profondément dans la direction de la zone focale sismique sont caractérisés par des vitesses anormalement faibles. Une zone sismofocale à deux couches à certaines profondeurs a également été signalée dans d'autres travaux [Stroenie..., 1987].

Ces données peuvent être considérées comme objectives, même si les limites des « blocs » sélectionnés n'ont peut-être pas été déterminées avec suffisamment de précision. Les distributions observées des vitesses des ondes sismiques, des caractéristiques des contraintes et déformations tectoniques, ainsi que la distribution spatiale des anomalies de divers champs géophysiques et hydrogéochimiques ne peuvent pas être réalisées si l'on imagine que la zone focale sismique est en mouvement constant à sens unique, comme suit à partir du modèle de la tectonique des plaques [Tarakanov et Kim, 1979 ; Boldyrev et Katz, 1982 ; Tarakanov, 1987; Boldyrev, 1987]. Ici, les anomalies de vitesse sont associées à des variations de densité, ce qui peut expliquer le mouvement d'un milieu visqueux dans un champ de gravité. On remarque que la nature des mouvements ressemble à des champs dans une cellule convective, où les mouvements ascendants peuvent se transformer en mouvements horizontaux du manteau supérieur, qui se détache près de la crête de l'île. La position de la zone sismofocale, son contour et sa pente sont associés à l'interaction du manteau décomprimé sous la mer marginale avec l'environnement plus dense sous l'océan.

Les travaux de L.M. sont intéressants. Balakina, consacré à la recherche sur les mécanismes des foyers sismiques dans les zones de subduction ([Balakina, 1991, 2002] et littérature à ce sujet). L'arc insulaire Kourile-Kamtchatka et les îles japonaises ont été les plus explorés. Pour les séismes (M > 5,5) dans les 100 km supérieurs de la lithosphère, un seul type de mécanismes focaux a été identifié. Dans celui-ci, l'un des plans de rupture possibles est orienté de manière stable le long de l'arc de l'île et présente un angle d'inclinaison raide (60 - 70°) vers la tranchée profonde, le second est un plan plat (angle d'incidence moins supérieure à 30°) n'a pas une orientation stable le long de l'azimut de la frappe et de la direction d'incidence. Dans le premier plan, le mouvement dominant est toujours inverse, tandis que dans le second il varie de la poussée au décrochement. Cela implique une orientation naturelle des contraintes agissant pour des profondeurs allant jusqu'à 100 km : la contrainte de compression dans toute l'épaisseur de la lithosphère est orientée dans le sens de l'arc insulaire avec une inclinaison vers la tranchée profonde sous de petits angles par rapport à l'horizon. (20-25°). Les contraintes de traction à ces profondeurs sont fortement orientées avec une inclinaison vers le bassin arrière et une grande dispersion le long de l'azimut de frappe. Cela signifie que l'idée selon laquelle l'orientation des axes de contraintes de compression ou de traction coïncide avec le vecteur d'inclinaison de la zone focale n'est pas justifiée. Aussi L.M. Balakina note que dans les foyers de séismes à focale intermédiaire et profonde, aucune des contraintes de compression ou de tension ne peut être considérée comme coïncidant dans la direction avec le vecteur pendage de la zone sismofocale. Une analyse des mécanismes focaux a montré qu'un mouvement subvertical de la matière a lieu dans la lithosphère et le manteau. Cependant, dans le manteau, contrairement à la lithosphère, elle peut être ascendante ou descendante (Fig. 5.11). Par conséquent, la zone sismofocale peut être la limite entre les zones de soulèvement et d’affaissement. Le processus principal semble être la formation et le développement de structures d'affaissement arrière, provoquées par le mouvement de masses recouvrant tout le manteau supérieur sous le bassin arrière (Balakina, 1991). Ce processus est associé à la différenciation gravitationnelle de la matière dans la région des transitions de phase entre le manteau inférieur et supérieur, c'est-à-dire que le processus de mouvement commence par le bas et non par le haut, comme il ressort du modèle de tectonique des plaques. La zone focale est une zone de mouvements différenciés à la limite entre le manteau du bassin arrière et le manteau océanique. La redistribution continue des masses s'accompagne également de leur mouvement horizontal dont le développement dans l'asthénosphère provoque l'élévation de la base de la section correspondante de la lithosphère. En conséquence, les contraintes sont concentrées le long de la zone focale et les déformations de cisaillement s'accumulent, ce qui détermine les schémas de répartition des mécanismes focaux à différentes profondeurs, de la surface au manteau.

Les idées sur la formation de zones sismofocales (zones de subduction) développées dans les travaux cités sont largement similaires, et les mécanismes des mouvements verticaux sont également expliqués dans le modèle d'accrétion verticale de matière [Vertical..., 2003].

Cependant, deux séries de questions demeurent. Le premier groupe : la nature de la sismicité crustale faible, les zones de sismicité quasi-stationnaires avec des activités différentes, la conjugaison de zones de sismicité faible et forte. Le deuxième groupe de questions est lié à la nature des modèles de sismicité profonde et de vitesse de l'environnement.

Les réponses au premier groupe de questions peuvent être obtenues à partir d'idées sur les conséquences de l'interaction des flux ascendants de gaz légers avec la phase solide de la lithosphère. L'intensité des événements sismiques dans différentes zones (sismicité structurée) est déterminée par la différence entre les flux de gaz légers ascendants et leur cyclicité, c'est-à-dire que l'inégalité de la sismicité reflète l'irrégularité correspondante des flux ascendants de gaz légers.

Fig. 5.11 Schéma des mouvements différentiels de matière dans la zone limite entre le manteau actif de l'arrière-bassin et le manteau océanique passif, se produisant lors de l'affaissement de l'arrière-bassin (d'après Balakina). Une section verticale perpendiculaire à la direction de l'arc. 1 - mouvements descendants en périphérie du bassin arrière ; 2 - mouvements horizontaux de matière dans l'asthénosphère sous le versant insulaire de la tranchée ; 3 - lignes de soulèvement de la base de la lithosphère, dues au mouvement de la matière dans l'asthénosphère ; 4,5 - orientation des contraintes : 4 - compression, 5 - tension, apparaissant lors de mouvements différentiels de la matière dans la lithosphère et dans la partie inférieure de la zone focale ; 6 - orientation des discontinuités abruptes et des mouvements dans la lithosphère ; 7 - manteau supérieur sous le bassin arrière ; 8 - manteau supérieur océanique ; 9 - zone focale ; 10 discontinuités abruptes au bas de la zone focale.

La nature des processus de formation de la structure fine des vitesses du milieu, nous semble-t-il, n'a pratiquement pas été discutée. La structure des vitesses de l’environnement est assez surprenante par son contraste. La structure de vitesse externe du milieu ressemble à des zones verticales (blocs) de sismicité augmentée ou diminuée, mais elles sont situées dans la zone de transition de la croûte inférieure et du manteau supérieur (40-120 km). Les changements de régime de vitesse dans les structures en blocs verticaux peuvent être expliqués non seulement sur la base de modèles purement de densité (dont l'origine doit être discutée), mais également par des variations du régime de température associées aux effets thermiques des flux d'hydrogène ascendants dans divers éléments de la structure. De plus, dans la zone de transition du manteau supérieur à la croûte inférieure, on ne peut parler que de diffusion ascendante de l'hydrogène atomique dans les structures cristallines. Apparemment, des jets d'hydrogène et d'hélium sont possibles dans la direction d'un tassement moins dense de structures cristallines, similaires à ceux observés dans les expériences en laboratoire (Fig. 4.4 b, c, d). Ceci peut être confirmé par les données sur la variabilité rapide des paramètres de vitesse de l'environnement [Slavina et al., 2007].

Discutons des mécanismes possibles pour modifier les propriétés du milieu dans les zones de flux d'hydrogène ascendants. L'un des mécanismes est associé aux processus de dissolution de l'hydrogène dans les structures cristallines. Il s'agit d'un processus endothermique. Bien que les températures de dissolution de l’hydrogène ne soient pas connues pour les matériaux rocheux, les données relatives aux matériaux qui ne forment pas de composés hydrures peuvent être utilisées à des fins d’estimation. Cette valeur peut être de l'ordre de 30 kcal/mol(N). Avec des flux ascendants continus d'hydrogène atomique (à condition que les lacunes et les structures défectueuses soient occupées par de l'hydrogène) de l'ordre de 1 mol N/m 2, la diminution de température peut être de 50 à 100°. Ce processus peut être facilité par la texture de certaines structures limites, par exemple dans la zone focale sismique et dans les zones adjacentes. Il convient de noter que les manifestations des processus endothermiques accompagnant la dissolution de l'hydrogène dans les structures cristallines sont intenses dans les zones de transformations structurelles et matérielles qui réalisent le flux rheid de matière. La possibilité de tels processus est indiquée par un certain nombre de modèles de propagation des ondes élastiques. Par exemple, les zones verticales de vitesses accrues sont caractérisées par un niveau d'atténuation plus élevé [Boldyrev, 2005]. Cela peut être dû à l'interaction des ondes élastiques avec le sous-réseau d'hydrogène, dont la concentration augmente dans les zones à températures plus basses. De tels effets sont connus dans la pratique de laboratoire. La présence d'un sous-réseau d'hydrogène après saturation des matériaux rocheux a été enregistrée dans les études de diffraction des rayons X par l'apparition de réflexions superstructurales aux petits angles (Fig. 4.2). Dans ces représentations de structures de vitesse, deux types de zones sont considérés : une zone avec un flux ascendant de fond normal d'hydrogène et une zone avec une faible concentration d'hydrogène (auparavant la température dans cette zone était augmentée), où une dissolution supplémentaire de l'hydrogène est possible. On peut noter que l'apparition d'un état diphasique de la matière dans le milieu géologique à haute pression d'hydrogène peut conduire à une augmentation de la densité due à un tassement plus dense des structures.

Cependant, un autre modèle de formation de différences dans les structures de vitesse de l'environnement peut être envisagé. Lors des jets d'hydrogène traversant diverses structures (par exemple, sur la figure 4.4b), une certaine quantité de chaleur est emportée avec lui [Letnikov et Dorogokupets, 2001]. Au sein de ces concepts, il existe des structures à températures élevées et des structures à températures normales pour les profondeurs correspondantes. Mais tout cela signifie que les vitesses des ondes élastiques dans diverses structures changeront avec le temps, et le temps de changement peut être très court, comme l'a montré L.B. Slavina et collègues.

Dans le cadre des processus considérés, certaines propriétés de la zone focale sismique (zone de subduction) peuvent être associées aux processus d'interaction du flux ascendant d'hydrogène profond avec la phase solide. La zone sismofocale est un puits pour les gaz légers. Une concentration accrue de défauts structurels, comme évoqué ci-dessus, peut conduire à l'accumulation d'hydrogène et d'hélium dans les défauts (lacunes), avec une densité proche de leur densité dans les phases solides. De ce fait, la densité du matériau de la zone sismofocale peut augmenter par fractions d'unités (g/cm 3). Cela peut également contribuer à augmenter la vitesse des ondes élastiques. Cependant, ce processus se produit dans le contexte de phénomènes à plus grande échelle de type planétaire, apparemment provoqués par un transfert vertical de matière (mécanisme d'advection-fluide [Belousov, 1981 ; Spornye.., 2002 ; 0keanization.., 2004 ; Pavlenkova, 2002 ]), ainsi que par des processus dans les couches limites entre le manteau continental et océanique et la lithosphère. Naturellement, cette zone frontalière devrait avoir un certain nombre de propriétés uniques. La formation de cette zone et le maintien de son état assez stable à long terme s'accompagnent de l'apparition, comme indiqué ci-dessus, de contraintes élevées, créant une certaine texture de déformation. La texture de déformation peut également contribuer de manière significative à l’augmentation des vitesses des ondes élastiques le long de ces structures limites. La formation et le maintien de la texture de déformation sont également facilités par la diffusion vers le haut de l'hydrogène et de l'hélium. Des exemples de texturation (Fig. 4.1b) de matériaux rocheux saturés de gaz légers ont été donnés ci-dessus. Il convient de noter que les structures texturées présentent une concentration accrue de défauts. Cela contribue à l'accumulation de gaz légers et aux manifestations d'instabilité environnementale dues à la diffusion constante vers le haut des gaz légers. Par conséquent, la zone limite, également connue sous le nom de zone sismofocale, peut également représenter une structure à deux phases, ce qui affecte ses paramètres de vitesse. Notez que l'état de non-équilibre de l'environnement géologique à des valeurs élevées des paramètres P-T peut être le signe de l'apparition d'une superplasticité. Cela découle des concepts de laboratoire et des observations de superplasticité. Cependant, le transfert de ces idées à des conditions environnementales plus profondes que 150 à 200 km n'a pas encore de fondement réel.

Parlons maintenant de la nature des tremblements de terre profonds, ou plus précisément, bien sûr, de la nature de la préparation et de l'apparition de « mouvements » profonds à plusieurs échelles. De plus, ces idées reposent sur les caractéristiques des phénomènes sismiques caractérisés par une composante de cisaillement des mouvements dans ce que l'on appelle la « source » profonde. Les principales idées à ce sujet reposent actuellement sur le modèle de la tectonique des plaques. Cependant, ce modèle est de plus en plus critiqué [Spornye..., 2002 ; Océanisation.., 2004]. Le volume accumulé de données géologiques et géophysiques jette un doute sur la réalité de ce modèle. Dans le cadre du modèle de tectonique des plaques, l'apparition de mouvements profonds a été associée à des transitions de phase olivine-spinelle dans certaines conditions P-T dans les couches limites d'une plaque océanique froide descendante [Kalinin et al., 1989]. Les limites de phase dans une plaque subductrice sont représentées par des zones mécaniquement affaiblies le long desquelles le glissement de segments de plaques rigides subductrices se produit avec une certaine participation de la « phase fluide » [Rodkin, 2006], c'est-à-dire le point focal est la zone de glissement. Dans le cadre de ce modèle, ils tentent également d'expliquer les courbures prononcées des plaques subductrices, identifiées à partir des hypocentres de séismes profonds et à partir des données de tomographie sismique. Ces courbures brusques des plaques sont également associées à des transitions de phase à certaines profondeurs et à la perte de rigidité correspondante de ces plaques. Cependant, cela ne prend pas en compte la nature des forces (dans le cadre du modèle de tectonique des plaques) qui provoquent le déplacement de la plaque vers le bas. Est-il possible d’expliquer le mouvement horizontal de la plaque après flexion par l’action de ces forces ? Est-il possible de modifier ensuite la direction descendante du mouvement de la plaque ? Ces questions doivent être notées. Reste également la question de la nature du contraste marqué entre les limites de la plaque descendante. Ces questions ne sont pas abordées dans le modèle de tectonique des plaques et ne peuvent y être expliquées.

Compte tenu de ce qui précède, ainsi que de nombreuses données de recherche, il est nécessaire d'être d'accord avec ceux qui montrent la vulnérabilité des idées de la tectonique des plaques. La zone Zavaritsky-Benioff est la limite de deux environnements, la lithosphère-manteau continentale et la lithosphère-manteau océanique. Ces environnements ont une influence majeure sur la structure des frontières et sa dynamique. Cependant, un certain nombre de caractéristiques de la structure limite indiquent qu'il s'agit d'un puissant puits de gaz légers, principalement de l'hydrogène, du noyau vers la surface.

Les flux d'hydrogène ascendants ont une nature de jet et peuvent être contrôlés par des limites clairement définies, déterminées par les caractéristiques structurelles du milieu. Cela a été montré dans la modélisation en laboratoire (Fig. 4.4b, c, d). Comme nous l’avons déjà noté, vers la surface, la concentration en hydrogène va augmenter. Progressivement, les endroits défectueux (dislocations, lacunes, défauts d'empilement, etc.) seront occupés par l'hydrogène et son écoulement ne se fera que par des interstices. Par conséquent, le principal obstacle à l’écoulement sera les structures défectueuses et les éléments de texture de déformation déjà occupés par l’hydrogène. L'hydrogène commencera à s'accumuler dans les interstices et à libérer les défauts structurels, provoquant des contraintes structurelles.

La stratification verticale et subhorizontale du manteau supérieur est connue. La nature de la stratification du manteau supérieur est considérée sur la base de mécanismes de convection thermique, d'advection-polymorphisme et de fluide. L'analyse de l'action de ces processus a été envisagée dans les travaux de [Pavlenkova, 2002]. Sur la base de cette analyse, il a été conclu que la stratification du manteau supérieur peut être expliquée de la manière la plus complète par l'action du mécanisme fluide [Letnikov, 2000]. L'essence du mécanisme considéré ici est qu'en raison de la mobilité importante des fluides, le matériau du manteau monte assez rapidement (par rapport au flux convectif) le long des zones affaiblies ou de failles. À certaines profondeurs, il persiste, formant des couches avec une concentration de liquide accrue. La poursuite du mouvement ascendant de la matière profonde dépend de la perméabilité du manteau supérieur. De telles zones de perméabilité sont des structures de manteau inclinées, comprenant les zones dites de subduction, essentiellement une zone de jonction de deux structures différentes. Ces zones présentent des plis, et dans certains cas, les plis ont des angles proches des angles droits.

Cependant, les zones de « perméabilité » du manteau supérieur ne peuvent pas présenter de fissures, elles ne peuvent donc être perméables qu'aux gaz légers (par fluide, il faut entendre uniquement les gaz légers), qui forment les phases d'intrusion. Ce sont l'hydrogène et l'hélium. Les zones de courbure semblent être des zones d'accumulation d'hydrogène dans les structures cristallines. On peut supposer que le flux d'hydrogène provenant du noyau externe est quasi constant, de sorte que l'accumulation d'hydrogène dans ces zones se terminera par sa percée dans les structures sus-jacentes. Un exemple d'un tel comportement de l'hydrogène peut être la percée d'un jet (voir Fig. 4.4 c, d et 4.7-4.10). Cette percée s'accompagnera d'une restructuration ascendante des structures cristallines étendues, se manifestant par sa déformation rapide, c'est-à-dire ce qu'on appelle un tremblement de terre profond. Bien entendu, il n’y a aucune discontinuité dans ce processus. A l'appui de ce modèle, on peut citer des données sur la cyclicité ou la rythmicité des séismes profonds avec une périodicité de 7 à 8 ans [Polikarpova et al., 1995], qui reflètent indirectement à la fois l'ampleur du flux d'hydrogène profond et la caractéristiques de l'interaction de ce flux avec la phase solide et de sa réaction à ce flux.

Au lieu d'une conclusion.

Les processus endogènes dans les zones dites de subduction se déroulent à une échelle qui dépasse largement les processus régionaux. Les mesures de perturbations de divers champs dans des zones locales peuvent fournir des informations sur l'activation de processus spatiaux ou locaux. Cependant, ils ne peuvent pas aider à évaluer et à prévoir la réaction locale de l'environnement dans certaines zones. Dans le même temps, un réseau de surveillance dense, lorsque cela est possible, peut aider à délimiter la zone régionale d’excitation endogène de l’environnement, mais peut difficilement indiquer l’emplacement probable d’un événement fort.

Pour gérer quoi que ce soit, il faut tenir compte des faits de masse et, mieux encore, les comprendre.