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13.3 : Sismologie - Géosciences


Aperçu

Les tremblements de terre ont été vécus par les humains aussi longtemps que les humains parcouraient la Terre, bien que la plupart des cultures anciennes aient développé des mythes pour les expliquer (y compris la vision de grandes créatures sur Terre qui se déplaçaient pour créer le tremblement de terre). L'étude des tremblements de terre, appelée sismologie, a commencé à décoller avec le développement d'instruments capables de détecter les tremblements de terre ; cet instrument, appelé sismographe, peut mesurer la moindre des vibrations de la Terre (Figure 13.5). Un sismographe typique consiste en une masse suspendue à une ficelle à partir d'un cadre qui se déplace à mesure que la surface de la Terre se déplace. Un tambour rotatif est attaché au cadre et un stylo attaché à la masse de sorte que le mouvement relatif est enregistré dans un sismogramme. C'est le cadre (fixé au sol) qui se déplace lors d'un séisme - la masse suspendue reste généralement immobile en raison de l'inertie (la tendance d'un corps à rester au repos et à résister au mouvement).

Comment les tremblements de terre sont-ils mesurés ?

Les conséquences tragiques des tremblements de terre peuvent être mesurées de plusieurs manières, comme le nombre de morts ou la force des secousses du sol. Deux mesures, en particulier, sont couramment utilisées. L'un est une mesure qualitative des dommages infligés par le tremblement de terre, et il est appelé intensité. La seconde est une mesure quantitative de l'énergie libérée par le séisme, appelée ordre de grandeur. Les deux mesures fournissent des données significatives.

Intensité du tremblement de terre

Les mesures d'intensité tiennent compte à la fois des dommages subis par le séisme et de la façon dont les gens y réagissent. L'échelle d'intensité de Mercalli modifiée (figure 13.6) est l'échelle la plus largement utilisée pour mesurer l'intensité des tremblements de terre. Cette échelle a des valeurs qui vont des chiffres romains I à XII qui caractérisent les dommages observés et les réactions des gens face à ceux-ci. Les données pour cette échelle sont souvent collectées juste après un tremblement de terre en demandant à la population locale de répondre à des questions sur les dommages qu'elle constate et ce qui s'est passé pendant le tremblement de terre. Ces informations peuvent ensuite être regroupées pour créer une carte d'intensité, qui crée des zones colorées en fonction des informations collectées (Figure 13.7). Ces cartes sont fréquemment utilisées par le secteur des assurances.

Tableau de l'échelle d'intensité de Mercalli modifiée
IntensitéCaractéristiques
jeTremblement non ressenti dans des circonstances normales.
IITremblement ressenti uniquement par les personnes au repos, principalement le long des étages supérieurs des bâtiments.
IIIFaibles tremblements ressentis par les personnes à l'intérieur. Beaucoup ne reconnaissent pas cela comme un tremblement de terre. Vibrations similaires au passage d'un gros véhicule.
IVDe légères secousses ressenties à l'intérieur par beaucoup, à l'extérieur par quelques-uns. La nuit, certains ont été réveillés. Vaisselle, portes et fenêtres perturbées ; murs fissurés. Sensation comme un camion lourd heurtant un immeuble. Les voitures basculent sensiblement.
VSecousses modérées ressenties par la plupart ; beaucoup se sont réveillés. Certains plats et vitres seront cassés. Objets instables renversés.
VIFortes secousses ressenties par tous, avec beaucoup de peur. Les meubles lourds peuvent bouger et le plâtre se briser. Les dégâts sont légers.
VIIDes secousses très fortes envoient tout à l'extérieur. Les bâtiments bien conçus subissent des dommages minimes; dommages légers à modérés dans les bâtiments ordinaires; dommages considérables dans les structures mal construites.
VIIITremblements violents. Les bâtiments bien conçus subissent de légers dommages ; dommages considérables dans les bâtiments ordinaires; grands dommages dans les structures mal construites.
IXViolente secousse. Les bâtiments bien conçus subissent des dommages considérables; les bâtiments sont déplacés des fondations, avec un certain effondrement partiel. Les canalisations souterraines sont cassées.
XTremblements extrêmes. Certaines structures en bois bien construites sont détruites ; la plupart des structures de maçonnerie et de charpente sont détruites. Glissements de terrain considérables.
XIPeu de structures sont laissées debout. Les ponts sont détruits et de grandes fissures s'ouvrent dans le sol.
XIIDommage total. Objets projetés en l'air.

Magnitude du tremblement de terre

Une autre façon de classer un tremblement de terre est l'énergie libérée pendant l'événement ; c'est ce qu'on appelle la magnitude du séisme. Alors que la magnitude a été mesurée à l'aide de l'échelle de Richter, à mesure que la fréquence des mesures des tremblements de terre dans le monde augmentait, on s'est rendu compte que l'échelle de magnitude de Richter n'était pas valable pour tous les séismes (elle n'est pas précise pour les séismes de grande magnitude). Une nouvelle échelle appelée Moment Magnitude Intensity Scale a été développée, qui maintient une échelle similaire à l'échelle de Richter. Cette échelle estime l'énergie totale libérée par un séisme et peut être utilisée pour caractériser des séismes de toutes tailles à travers le monde. La magnitude est basée sur le moment sismique (estimé sur la base des mouvements du sol enregistrés sur un sismogramme), qui est le produit de la distance parcourue par une faille et de la force nécessaire pour la déplacer. Cette échelle fonctionne particulièrement bien avec des tremblements de terre plus importants et a été adoptée par le United States Geological Survey. La magnitude est basée sur une échelle logarithmique, ce qui signifie que pour chaque nombre entier que vous augmentez, l'amplitude du mouvement du sol enregistré par un sismographe augmente de 10 et l'énergie libérée augmente de 101,5, plutôt que de un (de sorte qu'un séisme de magnitude 3 résulte dans dix fois plus de tremblements de terre qu'un tremblement de terre de magnitude 2. Un tremblement de terre de magnitude 4 a 102 ou 100 fois le niveau de tremblements de terre comme un tremblement de terre de magnitude 2 (libérant 103 ou 1000 fois plus d'énergie). Pour une comparaison approximative de l'échelle de magnitude à intensité, voir Figure 13.8. Pourquoi est-il nécessaire d'avoir plus d'un type d'échelle ? L'échelle de magnitude permet une caractérisation mondiale de tout événement sismique, alors que l'échelle d'intensité ne le fait pas. Avec une échelle d'intensité, un IV à un endroit pourrait être classé II ou III dans un autre endroit, en fonction de la construction de bâtiments (par exemple, les bâtiments mal construits subiront plus de dommages dans le même séisme de magnitude que ceux construits avec une construction plus solide).

Tableau de comparaison des échelles de magnitude et d'intensité pour les tremblements de terre

Ordre de grandeurIntensité Mercalli Modifiée Maximale Typique
1.0-2.9je
3.0-3.9II-III
4.0-4.9IV-V
5.0-5.9VI-VII
6.0-6.9VIII-IX
7.0 et supérieurX ou plus

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1MO Xuanxue, 1LUO Zhaohua, 1DENG Jinfu,1YU Xuehui, 2LIU Chengdong, 1Yuan Wanming, 1Bi Xianmei 1China University of Geosciences, Beijing, 100083 2Donghua University of Technology, Nanchang, 330013 Résumé : La ceinture orogénique de l'Est-Kunlun (abbrev. EKOB) l'une des principales ceintures tectono-magmatiques du plateau tibétain. Quatre stades de plutonisme granitoïde ont eu lieu respectivement au Précambrien (Protérozoïque), au Paléozoïque inférieur (∈-D3), au Paléozoïque supérieur au Mésozoïque inférieur (D3-T3) et au Mésozoïque supérieur au Cénozoïque (après le Jurassique inférieur). Parmi eux, les granitoïdes de la fin du Paléozoïque-début du Mésozoïque, en particulier les granitoïdes du Trias sont prédominants. Le socle d'EKOB s'est formé à la fin du Paléo-Protérozoïque. La séquence d'événements tectono-magmatiques du Paléozoïque inférieur est comparable à celle de la ceinture orogénique Nord-Qilienne et est devenue une partie du système orogénique Qilien-Est-Kunlun Calédonien. Cependant, EKOB avait été impliqué dans le régime tectonique paléo-téthysien à la fin de la période paléozoïque-début mésozoïque, et a produit un cycle orogénique variscien-indo-chinois intégré, similaire à l'orogenèse paléo-téthysienne du Sanjiang. La zone de suture sud-Kunlun définissait alors la frontière principale entre le nord et le sud de la Chine. Par la suite, EKOB a été impliqué dans le système orogénique collisionnel tibétain au Cénozoïque depuis la collision indo-eurasiatique. Alors que la croûte continentale d'EKOB s'est principalement formée à la fin du Paléo-Protérozoïque, une croûte juvénile a également été générée au Phanérozoïque, semblable aux ceintures orogéniques de Xing'anling-Mongolie, de Gangdèse et des Andes. Il existe d'abondantes preuves concluantes de sous-placage et de mélange de magma dans la ceinture granitoïde de l'Est-Kunlun (Fig.1). Les valeurs d'initiation de 87Sr/86Sr des granitoïdes de l'Est-Kunlun sont pour la plupart inférieures à 0,710 et les valeurs ∊Nd(t) d'entre elles vont de -9,2 à +3,6. Ceux-ci impliquent que l'apport de matériaux du manteau et le mélange entre les matériaux dérivés du manteau et de la croûte ont joué un rôle important dans la génération et l'évolution de la croûte dans EKOB au cours du Phanérozoïque. Selon la datation SHRIMP U-Pb de zircons provenant de roches hôtes granitoïdes, d'enclaves microgranulaires mafiques (MME) et de gabbros associés, deux événements majeurs de sous-placage et de mélange de magma ont eu lieu à EKOB dans le Dévonien inférieur (394-403 Ma) et le Trias moyen (239-242Ma), correspondant au stade allant de la fin de la subduction au début de la collision au cours de l'orogenèse calédonienne et variscienne-indo-chinoise, respectivement. Mots clés : Les granitoïdes de la ceinture orogénique de l'Est-Kunlun sous-plaquant le magma mélangeant la croissance crustale. Remerciements : La recherche a été soutenue par les projets 200113900018 et 1212010610104 de la Commission géologique de la Chine, et le National Key Project 2002CB41260. Cet article est spécialement à la mémoire du regretté professeur et académicien Dong Shenbao.


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3. MODÈLES DE DYNAMIQUE DES ZONES DE SUBDUCTION-TRANSITION

Les nombreuses études de modélisation réalisées, sur la façon dont les dalles interagissent avec la zone de transition du manteau, montrent qu'il existe deux ensembles principaux de facteurs (Fig. 1) qui peuvent affecter si les dalles stagnent ou pénètrent : (1) la résistance du manteau à s'écouler à travers la partie supérieure - la limite inférieure du manteau et (2) la forme et la résistance de la dalle lorsqu'elle commence à interagir avec cette limite, où la capacité de la tranchée à se retirer joue un rôle crucial dans la première. Nous discuterons ci-dessous de l'importance relative de chacun d'entre eux.

3.1. Rôle de la résistance du manteau

Plusieurs facteurs ont été proposés pour contribuer à la résistance à l'enfoncement à la base du manteau supérieur, notamment un saut de viscosité entre le manteau supérieur et inférieur (section 3.1.1) et la déviation de la transition de phase endothermique de la ringwoodite au postspinelle. phases bridgmanite et magnésiowüstite dans la dalle froide, ce qui réduit localement la flottabilité négative de la dalle (section 3.1.2). Certaines études ont suggéré qu'en outre, un (petit) changement de densité intrinsèque dû à des variations de chimie entre le manteau supérieur et inférieur peut y contribuer (section 3.1.3).

3.1.1. Saut de viscosité

La modélisation des observations du géoïde, du rebond postglaciaire, de la gravité à l'air libre et de la topographie dynamique contraint la viscosité moyenne du manteau inférieur à un facteur 10 à 100 supérieur à la viscosité moyenne du manteau supérieur (par exemple, Chen et King, 1998 Panasyuk et Hager, 2000 Mitrovica et Forte, 2004). Des augmentations similaires de la viscosité du manteau inférieur par rapport au manteau supérieur ont été déduites de modèles qui reproduisent les vitesses d'enfoncement des dalles du manteau inférieur estimées à partir de la correspondance des reconstructions de plaques avec la tomographie (Čížková et al., 2012).

Étant donné que les expériences montrent que la viscosité varie de manière exponentielle avec la pression (et de manière exponentielle avec l'inverse de la température), une partie de cette augmentation peut être un effet de pression graduel (en particulier dans le manteau inférieur peu profond, par exemple, Marquardt et Miyagi, 2015 King, 2016), une tendance qui sera, dans une certaine mesure, compensée par la diminution de la viscosité due à l'augmentation adiabatique de la température avec la profondeur (Ranalli, 1995 King, 2016). D'autre part, la transition de phase dans la plupart des minéraux du manteau à la base du manteau supérieur est un endroit logique pour qu'une étape de viscosité se produise (Karato, 1989 Faccenda et Dal Zilio, 2017). Certaines inversions articulaires nécessitent également un saut proche de cette profondeur (Mitrovica et Forte, 2004). De plus, des expériences montrent que la bridgmanite, qui comprend environ 80 % de la composition du manteau inférieur, est une phase relativement forte (Yamazaki et Karato, 2001). De plus, la modélisation du géoïde de la signature au-dessus des zones de subduction indique que l'effet résistif d'une transition de phase endothermique a un signal faible et qu'une augmentation de la viscosité à la frontière, d'un facteur 30 à 100, est nécessaire pour expliquer la structure du géoïde à plus petite échelle ( King, 2002 Tosi et al., 2009), où il faut garder à l'esprit que dynamiquement, un fort gradient viscosité-profondeur aura un effet similaire à un saut brusque.

Les modèles à l'échelle mondiale de la convection du manteau constatent que la gamme des sauts de viscosité du manteau supérieur et inférieur déduits des observations ne conduit pas à une convection en couches ou à une accumulation significative de matériau de dalle dans la zone de transition (Van Keken et Zhong, 1999 Yanagisawa et al., 2010). Les modèles régionaux, d'un système de subduction unique, génèrent une gamme de morphologies de dalle en réponse à une telle augmentation de viscosité, mais seulement si la tranchée peut se déplacer librement (Kincaid et Olson, 1987 Gurnis et Hager, 1988 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Garel et al., 2014). Les morphologies des dalles du modèle régional ressemblent à la diversité des géométries imagées tomographiquement (Fig. 5).

Cependant, dans les modèles avec seulement un saut de viscosité, même si les dalles s'aplatissent, les vitesses d'enfoncement du manteau inférieur ne sont pas négligeables et, par conséquent, elles ne sont pas en mesure de générer des segments de dalles plates d'une longueur de >1000 km déduite des images tomographiques ( Garel et al., 2014). En revanche, s'il n'y a pas de saut de viscosité, il est difficile de développer des dalles plates (Tagawa et al., 2007 Torii et Yoshioka, 2007 Yanagisawa et al., 2010 et nos propres modèles pour la Fig. 6). À l'extrémité supérieure des sauts de viscosité basés sur le géoïde et le rebond—un facteur de 100 ou plus—l'enfoncement de la dalle dans le manteau inférieur est fortement entravé (Běhounková et Čížková, 2008 Loiselet et al., 2010), le retrait de la tranchée a diminué (Čížková et Bina, 2013 Garel et al., 2014), et la gamme de morphologies de dalles est limitée à l'aplatissement et au pliage, même si les noyaux des dalles sont 2 à 3 ordres de grandeur plus visqueux que le manteau environnant (Garel et al., 2014).

3.1.2. Transition de phase endothermique

La déviation vers le bas de la transition endothermique ringwoodite à bridgmanite + magnésiowüstite dans les dalles froides entraîne une augmentation locale de la flottabilité des dalles, ce qui entrave leur descente ultérieure (par exemple, Bina et al., 2001 Faccenda et Dal Zilio, 2017). Dans une composition pyrolitique, le long d'un profil de température du manteau de fond (1300 °C potentiel), le saut de densité à la transition ringwoodite à postspinelle est de 220 kg/m 3 (calculé avec la base de données de Stixrude et Lithgow-Bertelloni, 2011) (a 5,5 % d'augmentation de la densité par rapport à la densité au-dessus de la transition). Par rapport à la surdensité des dalles, qui va de ∼30 kg/m 3 pour les plaques jeunes jusqu'à 100 kg/m 3 pour les plaques très anciennes (Cloos, 1993), il est clair qu'une déviation vers le bas de la transition rend le dalles flottant localement, fournissant ainsi une force de stagnation très forte.

La flottabilité de la dalle due à la transition de phase déviée dans la dalle descendante n'est qu'un effet localisé. Une fois qu'une partie de la dalle parvient à s'enfoncer sous la transition, sa flottabilité négative est récupérée. L'influence conjointe du saut de densité et de la déviation de la limite de phase est décrite par le paramètre de flottabilité de phase, une mesure de la flottabilité locale due à la transition de phase par rapport à la force motrice thermique convective globale (Christensen et Yuen, 1985). Les estimations expérimentales les plus récentes pour le versant Clapeyron, , de la transition ringwoodite à postspinelle se situent entre –0,5 et –2,0 MPa/K (Hirose, 2002 Fei et al., 2004 Katsura et al., 2004 Litasov et al., 2005 Stixrude et Lithgow-Bertelloni, 2011). Aux températures les plus basses (inférieures à 900–1400 °C [Stixrude et Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013]), la transition également fortement endothermique (Γ entre –2 et –5 MPa/K) de la ringwoodite à l'akimotoite à la bridgmanite et la magnésiowüstite peuvent contribuer davantage à la flottabilité de phase de la dalle (Faccenda et Dal Zilio, 2017).

De nombreuses études de modélisation ont étudié comment le matériau de la dalle peut être séquestré dans la zone de transition par l'effet d'une pente négative de Clapeyron ou d'un saut de viscosité combiné à un effet de pente de Clapeyron, à commencer par Richter (1973), qui a montré qu'il pouvait quelque peu entraver la convection. Christensen et Yuen (1984) ont fait une étude détaillée de l'interaction d'une dalle s'affaissant verticalement à travers une frontière avec un changement de phase endothermique et/ou des changements de densité chimique de force variable. Ils ont montré que pour des pentes très élevées, supérieures à –4 à –6 MPa/K, l'effet de flottabilité de phase est si fort que la convection devient stratifiée. De nombreux modèles ultérieurs ont montré que pour les pentes intermédiaires du Clapeyron, au-dessus de –2 à –3 MPa/K (c'est-à-dire à l'extrémité supérieure des contraintes expérimentales actuelles), une stratification partielle de la convection du manteau est possible, avec des événements de pénétration catastrophiques (« avalanches »). , qui affectent le champ d'écoulement global, une fois que suffisamment de matière s'est accumulée au-dessus de la limite de phase (Machetel et Weber, 1991 Tackley et al., 1993 Solheim et Peltier, 1994). Aux pentes inférieures du Clapeyron, la limite de phase a peu d'effet dans ces modèles à l'échelle mondiale.

Cependant, ces modèles globaux ne capturent généralement pas pleinement les effets de la résistance des plaques et de la mobilité des tranchées. De nombreux modèles de subduction régionaux ont documenté que lorsque le retrait des tranchées est possible ou imposé, une stagnation partielle peut déjà se produire à des pentes relativement faibles du Clapeyron (de -0,5 à -1 MPa/K, c'est-à-dire bien dans la plage attendue expérimentalement) (Christensen, 1996 Torii et Yoshioka, 2007 Agrusta et al., 2017). Ceci sera discuté plus en détail dans la section 3.2.

Les expériences d'Agrusta et al. (2017) (Fig. 6) illustrent que dans les modèles où les tranchées sont autorisées à migrer librement, la modification de la pente de Clapeyron de la transition postspinelle entre -0,5 et -3 MPa/K a un effet plus important sur l'existence d'une stagnation ou d'une stagnation partielle que de changer le saut de viscosité du manteau entre 5 et 30, bien que sans saut de viscosité, la stagnation n'est pas non plus facile à réaliser. Ces résultats sont en accord avec ceux de Yanagisawa et al. (2010), qui ont trouvé dans un modèle sphérique 3D avec des tranchées mobiles qu'un mélange de dalles stagnantes et pénétrantes n'est créé que par l'effet conjoint d'un saut de viscosité et d'une limite de phase endothermique, où cette dernière est essentielle pour permettre la stagnation et donc enfoncement intermittent des dalles dans le manteau inférieur.

La transition de phase exothermique attendue à ∼410 km de profondeur lorsque l'olivine se transforme en sa phase de wadsleyite peut favoriser la pénétration, car elle améliore l'enfoncement et l'empilement des dalles dans la zone de transition (Christensen, 1996 Čížková et al., 2002 Běhounková et Čížková, 2008). Cependant, même avec l'effet d'un tel 410 exothermique, les dalles qui peuvent induire le retrait de la tranchée peuvent toujours se bloquer de aussi bas que –1 MPa/K (Agrusta et al., 2017).

D'un autre côté, il a été proposé que la transition de l'olivine à la wadsleyite puisse être retardée cinétiquement dans le cœur des dalles froides, c'est-à-dire anciennes, jusqu'à des profondeurs de 200 à 300 km en dessous de la profondeur d'équilibre. Cela réduirait la flottabilité négative des plaques les plus anciennes et favoriserait leur stagnation dans la zone de transition (Schmeling et al., 1999 Bina et al., 2001 Tetzlaff et Schmeling, 2009 Agrusta et al., 2014). La composante olivine (en phase olivine, wadsleyite ou ringwoodite) ne représente que ∼ 60 % d'une composition péridotitique au-dessus de 660 km. Des études expérimentales indiquent que les transitions de phase du pyroxène au grenat dans les 40 % restants de la composition, ainsi que dans la partie crustale de la dalle, peuvent également être inhibées cinétiquement à des températures typiques de la dalle (Hogrefe et al., 1994 Nishi et al ., 2008 Van Mierlo et al., 2013). Le retard de cette transition, de sa profondeur d'équilibre entre 200 et 300 km jusqu'à peut-être aussi profond que la base de la zone de transition, ajoute tellement de flottabilité qu'il pourrait aider à la stagnation des plaques plus jeunes et plus anciennes, bien que l'effet devrait être plus fort dans ce dernier (Agrusta et al., 2014 King et al., 2015).

Près de 660 km de profondeur, il a été suggéré que l'effet de la transition ringwoodite à postspinelle avec une pente Clapeyron négative et la transition du grenat à la bridgmanite, qui se produit également près de cette profondeur et a une pente Clapeyron fortement positive, peut largement annuler toute effets dynamiques (Tackley et al., 2005). La gamme de profondeur de la transition grenat et sa pente Clapeyron sont incertaines (Hirose, 2002 Xu et al., 2008 Stixrude et Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013). Dans tous les cas, la transition des composants du grenat est plutôt diffuse et peut s'étendre sur un intervalle de profondeur pouvant atteindre 100 à 250 km. La pente de Clapeyron des transitions de grenat peut également être inférieure à la température ambiante du manteau. Il est en outre prévu qu'il ait un effet de flottabilité plus doux que la transition de la ringwoodite (Bina et al., 2001 Faccenda et Dal Zilio, 2017). Il reste à tester dans des modèles de subduction régionale à tranchées mobiles quel est l'effet dynamique du jeu de ces transitions. Cependant, si la transition de grenat s'étend sur une profondeur plus grande que l'épaisseur de la dalle, son effet serait probablement significativement inférieur à celui des transitions de composants d'olivine (Christensen et Yuen, 1985 Bina et al., 2001).

La modélisation effectuée jusqu'à présent, avec un saut de viscosité et une seule transition de phase endothermique à 660 km de profondeur, indique fortement que la flottabilité de phase joue un rôle clé dans la stagnation de la plaque. Dans notre étude (Agrusta et al., 2017) (où nous avons utilisé unph de 350 kg/m 3 , comme il convient pour une composition à 100 % d'olivine), nous avons trouvé qu'à Δη = ηLMMU = 30, les anciennes plaques peuvent stagner pour Γ supérieur à –0,7 à –0,8 MPa/K. Pour un saut de densité pyrolitique, cela se traduit par une pente critique de Clapeyron de -1,1 à -1,3 MPa/K. Ainsi, une stagnation partielle est tout à fait plausible pour les propriétés de la transition ringwoodite à postspinelle bien dans la gamme expérimentale récemment déterminée.

3.1.3. Saut de densité

Bien que l'hypothèse la plus courante soit que l'ensemble du manteau a une composition semblable à de la pyrolite (par exemple, McDonough et Sun, 1995 Lyubetskaya et Korenaga, 2007)—avec une certaine hétérogénéité provenant des dalles subductées recyclées (Xu et al., 2008)—certaines des études ont remis en cause cette hypothèse. Les écarts entre les sauts de vitesse et de densité dans les modèles sismiques sphériques et les estimations d'expériences sur les transitions de phase dans l'olivine ou la pyrolite, ainsi que l'évolution de la Terre et des arguments géochimiques et cosmochimiques ont été utilisés pour soutenir qu'il existe une différence chimique intrinsèque entre le manteau supérieur et inférieur. (par exemple, Stixrude et al., 1992 Khan et al., 2008 Javoy et al., 2010). S'il y a une différence chimique, cela devrait entraîner un saut de densité à 660 km de profondeur inférieur à 6 %, sinon cela conduirait à une convection du manteau entièrement stratifié (Christensen et Yuen, 1984), dont la tomographie sismique, la plaque la modélisation de l'évolution et les considérations sur l'évolution convective et thermique de la Terre ont montré qu'elles sont invraisemblables (Silver et al., 1988 Ricard et al., 1993 Van der Hilst et al., 1997 McNamara et Van Keken, 2000). De plus, si elle ne conduit pas à une convection en couches, une interface chimique ne peut pas survivre sur de nombreux cycles de convection, bien que des gradients chimiques puissent persister (Van Keken et Zhong, 1999 Tackley et al., 2005 Brandenburg et Van Keken, 2007). Par exemple, Ballmer et al. (2015) ont invoqué des gradients de densité de composition, en raison d'un enrichissement progressif en composants basaltiques avec une profondeur dans le manteau inférieur, comme mécanisme de stagnation des dalles au sommet du manteau inférieur. Notre compilation des morphologies des dalles de la zone de transition sur la figure 2 montre cependant que les dalles stagnent très rarement en dessous de 660, voire pas du tout.

3.2. Rôle de la résistance de la dalle et du mouvement de la tranchée

D'après la discussion ci-dessus, il est déjà clair que le retrait des tranchées joue un rôle important en permettant à certaines dalles de stagner dans la zone de transition du manteau, comme cela a été proposé pour la première fois par Van der Hilst et Seno (1993). Le mouvement des tranchées s'avère intimement lié à la résistance de la plaque de subduction lorsqu'elle se plie dans le manteau. De plus, il a été suggéré que la résistance des dalles dans la zone de transition joue un rôle dans la façon dont les dalles pénètrent facilement (Karato et al., 2001). Ci-dessous, nous discuterons du rôle joué par ces facteurs intrinsèques à la dalle et par la mobilité des tranchées.

3.2.1. Rôle du mouvement de tranchée

En fait, la plupart des dalles ne se déplacent pas seulement dans le sens du pendage, mais présentent également un mouvement rétrograde (vers le large, loin de la plaque supérieure) qui entraîne un retrait de la tranchée (Elsasser, 1969 Chase, 1978 Garfunkel et al., 1986). Un tel mouvement rétrograde est la conséquence de l'enfoncement vertical de la plaque, comme prévu pour la forme la plus basique de subduction libre, entraîné par la flottabilité négative de la dalle et non significativement entravé par la plaque supérieure ou le forçage convectif du manteau (Kincaid et Olson, 1987 Zhong et Gurnis, 1995 Becker et al., 1999 Funiciello et al., 2003a Funiciello et al., 2003b Schellart, 2008). Motivés par les modèles de subduction libre de Kincaid et Olson (1987), Van der Hilst et Seno (1993) ont proposé que le retrait des tranchées pourrait être responsable de l'aplatissement de la dalle tel qu'observé tomographiquement dans la zone de transition sous le Pacifique occidental.

Le modèle de Zhong et Gurnis (1995) qui intègre les limites des plaques mobiles a clairement établi que la migration des tranchées peut produire des plaques qui stagnent sur des distances importantes dans la zone de transition. De nombreux autres modèles à l'échelle régionale ont prescrit des mouvements de tranchée et déterminé la quantité de mouvement nécessaire pour l'aplatissement (Griffiths et al., 1995 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Čížková et al., 2002 Torii et Yoshioka, 2007). De cette façon, ils ont déduit des mouvements ou des pendages critiques des tranchées. Par exemple, Christensen (1996) a trouvé un taux de recul critique de 2 à 4 cm/an. D'autres travaux indiquent que le taux critique peut évoluer avec la vitesse d'enfoncement, c'est-à-dire qu'un pendage critique peut être plus approprié, et en outre, la coupure dépend de la résistance de la zone de transition et probablement aussi de la résistance de la dalle (Torii et Yoshioka, 2007 Agrusta et al. , 2017), de sorte qu'il n'y a pas un seul taux de recul critique.

Les modèles dans lesquels le mouvement de la tranchée se développe de manière dynamique montrent que la mobilité variable de la tranchée régie par le forçage interne et externe de la dalle est la cause la plus probable des modes variables d'interaction subduction-zone de transition (par exemple, Ribe, 2010 Stegman et al., 2010b Čížková et Bina, 2013 Garel et al., 2014).

3.2.2. Densité et résistance de la plaque de subduction : contrôles sur le mouvement de la tranchée

Des modèles dans lesquels les vitesses de subduction et de retrait se développent de manière auto-cohérente ont été utilisés pour étudier quels facteurs contrôlent le retrait des tranchées, d'abord sans aucune interface à la base du manteau supérieur ou avec un manteau inférieur impénétrable, le tout sans aucun forçage d'une plaque supérieure. Dans de tels modèles de subduction « libres », la subduction implique généralement un retrait de tranchée même s'il n'y a pas de limite qui entrave l'enfoncement à la base du manteau (Ribe, 2010 Fourel et al., 2014).

La vitesse de retrait de la tranchée est contrôlée par la force et la flottabilité de la plaque de subduction (Bellahsen et al., 2005 Capitanio et al., 2007 Di Giuseppe et al., 2008 Schellart, 2008 Ribe, 2010 Stegman et al., 2010b Capitanio et Morra, 2012 Fourel et al., 2014) (Fig. 7). La densité élevée des plaques de subduction et la résistance élevée à la flexion au niveau de la tranchée encouragent le retrait de la tranchée. Cela peut être compris comme suit. Le temps dont la plaque dispose pour se plier est contrôlé par sa vitesse d'enfoncement, qui est à nouveau régie par sa densité (traction de la dalle). Si le temps d'enfoncement est trop court pour permettre à la plaque de se plier d'une géométrie horizontale à une géométrie verticale, la tranchée se retirera pendant que la dalle s'enfonce. Plus la résistance à la flexion est forte, c'est-à-dire plus le temps nécessaire pour plier visqueusement la plaque au niveau de la tranchée est long, plus le recul se produira.

Dans certains modèles, des dalles à haute viscosité et à faible densité conduisent à l'avancée des tranchées (Bellahsen et al., 2005 Di Giuseppe et al., 2008 Funiciello et al., 2008 Stegman et al., 2010b). L'avancée se produit lorsque les plaques sont capables de (c'est-à-dire qu'elles ont suffisamment de temps pour s'enfoncer) se plier complètement mais n'ont pas la possibilité de se déplier avant d'atteindre la base du manteau supérieur (Ribe, 2010). L'interaction d'une plaque renversée (pendage >90°) avec une interface résistante du manteau supérieur et inférieur déclenche l'avancée de la tranchée (Bellahsen et al., 2005 Funiciello et al., 2008 Schellart, 2008 Ribe, 2010). Les plaques les plus faibles se déplieront en réponse au flux du manteau visqueux entraîné par la plaque descendante et mobile et arriveront ainsi à la base du manteau supérieur à un angle inférieur à 90°. Les plaques solides et rapides ne se plient jamais au-delà de 90. Pour une tendance au vieillissement thermique des plaques océaniques, la densité et la viscosité augmenteront toutes deux, et les modes de retrait devraient dominer. De plus, si l'on considère les effets élastiques sur la rhéologie, les plaques se déplient plus facilement, en particulier lorsqu'elles ont une viscosité plus élevée (c'est-à-dire un temps de Maxwell plus élevé, qui est égal à la viscosité sur le module de Young élastique) et se comportent donc de manière plus élastique (Farrington et al. , 2014 Fourel et al., 2014). Par conséquent, le cas de l'avancée des tranchées entraîné uniquement par la plaque descendante n'est probablement pas courant sur Terre. Plus probablement, l'avance est le résultat d'un forçage supplémentaire soit à l'extrémité arrière de la plaque descendante (comme la poussée de crête [Capitanio, 2013]), soit à partir de la plaque supérieure ou de l'arrivée d'éléments flottants au niveau de la tranchée (Capitanio et al., 2010a). Magni et al., 2012 Fourel et al., 2014 Čížková et Bina, 2015 Goes et al., 2014).

Les modèles thermomécaniques (Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) confirment que les plaques anciennes, à haute densité et viscosité élevée ont une plus grande propension à reculer que les plaques plus jeunes. En principe, les plaques plus anciennes devraient être moins gênées par la flottabilité de phase, et c'est en effet le comportement trouvé dans les modèles de segments de plaques en train de couler de différentes flottabilité thermique (Ballmer et al., 2015). Cependant, les modèles de subduction auto-cohérents montrent que leur tendance plus forte au recul conduit à l'aplatissement et à la stagnation des plaques plus anciennes dans la zone de transition, tandis que, pour les pentes intermédiaires de Clapeyron et les sauts de viscosité inférieurs à 100, les jeunes plaques ont tendance à pénétrer à et al., 2008 Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) (Fig. 6). Les variations de l'âge des plaques contribuent donc probablement à la variation observée dans les styles d'interaction de la zone de transition de la dalle.

Les informations sur le rôle de la résistance et de la flottabilité des plaques en tant que principaux contrôles du mouvement des tranchées proviennent principalement de modèles 2D. En 3-D, des variations supplémentaires dans le mouvement de la tranchée se produisent en raison de la flexion de la plaque le long de la grève en réponse à l'écoulement autour des bords de la plaque (Funiciello et al., 2006 Morra et Regenauer-Lieb, 2006 Schellart et al., 2007 Loiselet et al. , 2009 Stegman et al., 2010a Li et Ribe, 2012), conduisant à un recul plus faible des bords des plaques et, pour les plaques très larges, un point de stagnation de tranchée peut se développer au centre. Les changements latéraux de la flottabilité de la dalle peuvent également entraîner des variations dans les mouvements des tranchées, qui dépendent de l'échelle des caractéristiques des différentes flottabilités et de leur contribution relative à la traction globale de la dalle (Martinod et al., 2005 Morra et al., 2006 Goes et al. , 2008 Mason et al., 2010 Magni et al., 2014 Goes et al., 2014).

3.2.3. Role of Upper Plate and Mantle Resistance: External Controls on Trench Motion

Subduction zones are in reality never completely “free” to move, and it is a challenge to disentangle the respective roles and feedbacks of subducting versus neighboring plates (upper and side plates) dynamics. While the subducting plate generally drives trench motion, interplate coupling and upper-plate forcing provide resistance. In some cases, the upper plate may provide an additional driving force (Van Hunen et al., 2002 Arcay et al., 2008 Van Dinther et al., 2010 Čížková and Bina, 2015). Stronger plate coupling limits trench mobility and can, when high enough, even preclude subduction (De Franco et al., 2006 Běhounková and Čížková, 2008 Androvičová et al., 2013) (Fig. 8). Upper-plate mobility depends not only on the forces that the plate experiences at its other boundaries, but in addition, thicker, more buoyant and longer overriding plates provide more resistance to trench motion (Zhong and Gurnis, 1997 Capitanio et al., 2010b Van Dinther et al., 2010 Capitanio et al., 2011 Garel et al., 2014 Holt et al., 2015).

The effect of the upper plate is often studied by using kinematic conditions, most commonly by prescribing a fixed versus mobile trench (e.g., Čížková and Bina, 2013 Agrusta et al., 2017). The choice of kinematic conditions can lead to quite different slab stress patterns (Čížková et al., 2007), and it needs to be borne in mind that kinematic forcing may not allow the energetically most favorable modes of subduction (Han and Gurnis, 1999). In models where the trench is held fixed, higher slab strength is found to encourage penetration (Zhong and Gurnis, 1994 Arredondo and Billen, 2016), contrasting with dynamic trench-motion models where higher slab strength aids trench retreat and slab flattening (e.g., Zhong and Gurnis, 1995 Capitanio et al., 2007).

Trench retreat is not a consequence of the slab’s interaction with an interface that hampers sinking. However, trench motion is enhanced and modulated by interaction with a viscosity and/or phase change (Becker et al., 1999 Bellahsen et al., 2005 Capitanio et al., 2010b Čížková and Bina, 2013 Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017). As the slab accumulates in the transition zone, alternating phases of somewhat higher and lower retreat velocities (with accompanying changes in dip) tend to develop (Capitanio et al., 2010b Lee and King, 2011 Čížková and Bina, 2013 Garel et al., 2014). These fluctuations are an expression of slab buckling, because even where the slab flattens at the base of the transition zone, the deformation is essentially a buckling response (Houseman and Gubbins, 1997 Ribe et al., 2007), as is seen most clearly in models with weaker slabs or ones where sinking is enhanced (Lee and King, 2011 Čížková and Bina, 2013 Cerpa et al., 2014). Trench-motion fluctuations due to buckling can be enhanced if the upper plate can break and heal (Clark et al., 2008). Models where the slab buckles in its interaction with the transition zone produce variations in upper-plate stress on time scales similar to those observed in, for example, the Andes or backarc spreading phases for Tonga (Clark et al., 2008 Capitanio et al., 2010b Lee and King, 2011).

3.2.4. Slab Strength in the Transition Zone

Karato et al. (2001) proposed that slab weakening in the transition zone associated with small grain size around a wedge of metastable olivine in the slab’s core may be key for trapping slab material in the transition zone and that this would be most effective for intermediate age slabs, which are hot and thin enough to bend but with a core that is cold enough to induce a sluggish olivine-to-wadleyite phase transition. Čížková et al. (2002) tested the effect of weakening the slab in the transition zone and found it was secondary to that of trench motion. King and Ita (1995) also found that slab strength does not exert a major influence on whether slabs penetrate or not, when the trench is free to move. Others further tested the effect of local slab weakening in the transition zone and confirmed that the effect is not dominant, but it may be sufficient to stagnate a slab that is otherwise marginally penetrating (Tagawa et al., 2007 Agrusta et al., 2017). The buckling of weaker slabs can actually increase the slab’s Stokes’ sinking velocity (which scales with diameter squared) and hence help it penetrate a high-viscosity lower mantle rather than stagnating it. These results imply that strength of the subducting plate at the trench is much more important in controlling how slabs interact with the transition zone than any changes in slab strength within the transition zone.

Several studies did find that over the longer term, weakening helps stagnant slabs destabilize and flush into the lower mantle (Nakakuki et al., 2010 Agrusta et al., 2017). This flushing is akin to a Rayleigh-Taylor instability, for which it is well established that it is facilitated by lower viscosities. Several studies have found that such stagnant slab destabilization can affect mantle flow and overlying plate velocities (Pysklywec et al., 2003 Pysklywec and Ishii, 2005 Motoki and Ballmer, 2015) (see further in Section 4.2).

3.2.5. Changing Trench Mobility

Aging of the subducting plate and the consequence of this on trench mobility can result in a change in transition-zone dynamics in time, from penetration to stagnation (Agrusta et al., 2017). This would lead to a flat-slab morphology with a leading end that has entered the deep mantle. The opposite switch is not as easily induced, but decreasing plate age at the trench does lead to decreased trench motion and can under certain conditions trigger lower-mantle sinking of a previously stagnated slab. Detachment of such increasingly buoyant slabs can facilitate the start of lower-mantle sinking (Agrusta et al., 2017). This switch would lead to slabs that start entering the lower mantle at the hinge between dipping and flattened slab segments as shown in Figure 9C. Changing the upper-plate resistance to trench motion can be a quite efficient mechanism to induce switches from penetration to stagnation as well as vice versa (Agrusta et al., 2017). However, regional models usually test kinematic extremes of upper-plate forcing (either fixed, free, or forced upper plates), and the effects may be more subtle or different in a global dynamic system.


Graduate Education Opportunities

Each Maymester, UTIG offers a Marine Geology and Geophysics field course designed to provide hands-on instruction in the collection and processing of data for graduate and upper-level undergraduate students. The class involves a week of at-sea field work and on-shore lab work, as well as a week in Austin integrating the techniques into a final project. For more information, visit the MG&G Field course page or contact Sean P.S. Gulick.

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9.1 Understanding Earth Through Seismology

Seismology is the study of vibrations within Earth. These vibrations are caused by various events: earthquakes, extraterrestrial impacts, explosions, storm waves hitting the shore, and tidal effects. Of course, seismic techniques have been most widely applied to the detection and study of earthquakes, but there are many other applications, and arguably seismic waves provide the most important information that we have concerning Earth’s interior. Before going any deeper into Earth, however, we need to take a look at the properties of seismic waves. The types of waves that are useful for understanding Earth’s interior are called body waves , meaning that, unlike the surface waves on the ocean, they are transmitted through Earth materials.

Figure 9.1.1 Hitting a large block of rock with a heavy hammer will create seismic waves within the rock. Please don’t try this at home!

Imagine hitting a large block of strong rock (e.g., granite) with a heavy sledgehammer (Figure 9.1.1). At the point where the hammer strikes it, a small part of the rock will be compressed by a fraction of a millimetre. That compression will transfer to the neighbouring part of the rock, and so on through to the far side of the rock—all in a fraction of a second. This is known as a compression wave, and it can be illustrated by holding a loose spring (like a Slinky) that is attached to something (or someone) at the other end. If you give it a sharp push so the coils are compressed, the compression propagates (travels) along the length of the spring and back (Figure 9.1.2). You can think of a compression wave as a “push” wave—it’s called a P wave (although the “P” stands for “primary” because P waves arrive first at seismic stations).

When we hit a rock with a hammer, we also create a different type of body wave, one that is characterized by back-and-forth vibrations (as opposed to compressions). This is known as a shear wave ( S wave , where the “S” stands for “secondary”), and an analogy would be what happens when you flick a length of rope with an up-and-down motion. As shown in Figure 9.1.2, a wave will form in the rope, which will travel to the end of the rope and back.

Figure 9.1.2 A compression wave can be illustrated by a spring (like a Slinky) that is given a sharp push at one end. A shear wave can be illustrated by a rope that is given a quick flick.

Compression waves and shear waves travel very quickly through geological materials. As shown in Figure 9.1.3, typical P wave velocities are between 0.5 kilometres per second (km/s) and 2.5 km/s in unconsolidated sediments, and between 3.0 km/s and 6.5 km/s in solid crustal rocks. Of the common rocks of the crust, velocities are greatest in basalt and granite. S waves are slower than P waves, with velocities between 0.1 km/s and 0.8 km/s in soft sediments, and between 1.5 km/s and 3.8 km/s in solid rocks.

Figure 9.1.3 Typical velocities of P-waves (red) and S-waves (blue) in sediments and in solid crustal rocks. [Image Description]

Exercise 9.1 How soon will seismic waves get here?

Imagine that a strong earthquake takes place on Vancouver Island within Strathcona Park (west of Courtenay). Assuming that the crustal average P wave velocity is 5 km per second, how long will it take (in seconds) for the first seismic waves (P waves) to reach you in the following places (distances from the epicentre are shown)?

Mantle rock is generally denser and stronger than crustal rock and both P- and S-waves travel faster through the mantle than they do through the crust. Moreover, seismic-wave velocities are related to how tightly compressed a rock is, and the level of compression increases dramatically with depth. Finally, seismic waves are affected by the phase state of rock. They are slowed if there is any degree of melting in the rock. If the material is completely liquid, P waves are slowed dramatically and S waves are stopped altogether.

Figure 9.1.4 P wave (red) and S wave (blue) velocity variations with depth in Earth. The diagram on the right shows an expanded view of the upper 660 kilometres of the curves in the diagram on the left. [Image Description]

As shown on the right-hand part of Figure 9.1.4, the upper approximately 100 km of the Earth is known as the lithosphere. This includes the rigid upper part of the mantle (or lithospheric mantle) and the crust. The next 150 km is the asthenosphere or low velocity zone (because seismic waves are slowed as they pass through that material). As we’ll see below, that part of the mantle is close to it’s melting point and in some regions may be partially molten.

Accurate seismometers have been used for earthquake studies since the late 1800s, and systematic use of seismic data to understand Earth’s interior started in the early 1900s. The rate of change of seismic waves with depth in Earth (as shown in Figure 9.1.4) has been determined over the past several decades by analyzing seismic signals from large earthquakes at seismic stations around the world. Small differences in arrival time of signals at different locations have been interpreted to show that:

  • Velocities are greater in mantle rock than in the crust.
  • Velocities generally increase with pressure, and therefore with depth.
  • Velocities slow in the area between a 100 and 250 kilometre depth (called the “low-velocity zone” equivalent to the asthenosphere).
  • Velocities increase dramatically at 660 kilometre depth (because of a mineralogical transition).
  • Velocities slow in the region just above the core-mantle boundary (the D” (d-double-prime) layer or “ultra-low-velocity zone”).
  • S waves do not pass through the outer liquid part of the core, but S waves can be created by P waves at the surface of the inner core and their inner core velocity is 3.6 km/s.
  • P wave velocities increase dramatically at the boundary between the liquid outer core and the solid inner core.

One of the first discoveries about Earth’s interior made through seismology was in 1909 when Croatian seismologist Andrija Mohorovičić (pronounced Moho-ro-vi-chich) realized that at certain distances from an earthquake, two separate sets of seismic waves arrived at a seismic station within a few seconds of each other. He reasoned that the waves that went down into the mantle, traveled through the mantle, and then were bent upward back into the crust, reached the seismic station first because although they had farther to go, they traveled faster through mantle rock (as shown in Figure 9.1.5). The boundary between the crust and the mantle is known as the Mohorovičić discontinuity (or Moho). Its depth is between 30 and 40 kilometres beneath most of the continental crust, and between 5 and 10 kilometres beneath the oceanic crust.

Figure 9.1.5 Depiction of seismic waves emanating from an earthquake (red star). Some waves travel through the crust to the seismic station (at about 6 km/s), while others go down into the mantle (where they travel at around 8 km/s) and are bent upward toward the surface, reaching the station before the ones that traveled only through the crust.

Our current understanding of the patterns of seismic wave transmission through Earth is summarized in Figure 9.1.6. Because of the gradual increase in density (and therefore rock strength) with depth, all waves are refracted (toward the lower density material) as they travel through homogenous parts of Earth and thus tend to curve outward toward the surface. Waves are also refracted at boundaries within Earth, such as at the Moho, at the core-mantle boundary (CMB), and at the outer-core/inner-core boundary.

S waves do not travel through liquids—they are stopped at the CMB—and there is an S wave shadow on the side of Earth opposite a seismic source. The angular distance from the seismic source to the shadow zone is 103° on either side, so the total angular distance of the shadow zone is 154°. We can use this information to infer the depth to the CMB.

P waves do travel through liquids, so they can make it through the liquid part of the core. Because of the refraction that takes place at the CMB, waves that travel through the core are bent away from the surface, and this creates a P wave shadow zone on either side, from 103° to 150°. This information can be used to discover the differences between the inner and outer parts of the core.

Figure 9.1.6 Patterns of seismic wave propagation through Earth’s mantle and core. S waves do not travel through the liquid outer core, so they leave a shadow on Earth’s far side where they cannot get to. P waves do travel through the core, but because the waves that enter the core are refracted, there are also P wave shadow zones.

Exercise 9.2 Liquid Cores in Other Planets

Figure 9.1.7

We know that other planets must have (or at least did have) liquid cores like ours, and we could use seismic data to find out how big they are. The S wave shadow zones on planets A and B are shown. Using the same method used for Earth (on the left), sketch in the outlines of the cores for these two other planets.

Figure 9.1.8 P-wave tomographic profile of area in the southern Pacific Ocean from southeast of Tonga to Fiji. Blue represents rock that has relatively high seismic velocities, while yellow and red represent rock with low velocities. Open circles are earthquakes used in the study.

Using data from many seismometers and hundreds of earthquakes, it is possible to create a two- or three-dimensional image of the seismic properties of part of the mantle. This technique is known as seismic tomography, and an example of the result is shown in Figure 9.1.8.

The Pacific Plate subducts beneath Tonga and appears in Figure 9.1.8 as a 100 kilometre thick slab of cold (blue-coloured) oceanic crust that has pushed down into the surrounding hot mantle. The cold rock is more rigid than the surrounding hot mantle rock, so it is characterized by slightly faster seismic velocities. There is volcanism in the Lau spreading centre and also in the Fiji area, and the warm rock in these areas has slower seismic velocities (yellow and red colours).

Image descriptions

Figure 9.1.3 image description: Wave velocity in different materials in kilometres per second.
Material S Wave (kilometres per second) P Wave (kilometres per second)
Dry sand 0.1 to 0.4 0.4 to 1.3
Clay 0.2 to 0.6 0.6 to 1.6
Wet sand 0.7 to 0.8 1.5 to 2.2
Till 0.8 to 1.0 1.9 to 2.6
Mudstone 2.1 to 2.3 3.0 to 4.3
Sandstone 1.4 to 2.5 3.0 to 5.0
Limestone 2.4 to 3.1 4.2 to 5.8
Granite 3.0 to 3.7 4.9 to 5.9
Basalt 3.3 to 4.0 5.2 to 6.2

Figure 9.1.4 image description: P-wave and S-wave velocity variations with depth in Earth.
Layer Depth from surface (km) S-Wave velocity (kilometres per second) P-Wave velocity (kilometres per second)
Crust 0 to 30 3.0 to 4.6 5.3 to 7.0
Lithosphere 30 to 100 4.6 to 5.8 7.0 to 8.7
Asthenosphere 100 to 250 5.0 to 5.9 7.8 to 8.5
Mantle 250 to 2890 5. to 7.0 8.2 to 12.6
Outer core 2890 to 5100 0 8.0 to 10.1
Inner core 5100 to 6370 0 11.8 to 12.0

Media Attributions

  • Figures 9.1.1, 9.1.2, 9.1.4, 9.1.5, 9.1.6, 9.1.7: © Steven Earle. CC BY.
  • Figure 9.1.3: “P Wave Velocity, m/s” and “Shear Wave Velocity, m/s” by the US Environment Protection Agency. Edited by Steven Earle. Public domain.
  • Figure 9.1.8: “P-wave Tomography” by D. Zhao, Y. Xu, D.A. Wiens, L. Dorman, J. Hildebrand, and S. Webb. (Science, p. 278, 254-257, 1997). Used with permission.

a seismic wave that travels through rock (e.g., a P-wave or an S-wave)

a seismic body wave that is characterized by deformation of the rock in the same direction that the wave is propagating (compressional vibration)

a seismic body wave that is characterized by deformation of the rock transverse to the direction that the wave is propagating


Seismology and Geodesy

Our research in seismology and geodesy includes studies of problems of global interest, with a special emphasis on seismic and geodetic measurements of Alaska's dynamic tectonics. We study earthquakes in the solid Earth and glaciers, crustal and mantle structure, active tectonics and deformation of the Earth. We emphasize fieldwork and use of new primary data sources in much of our research. Department faculty members are associated with the Geophysical Institute’s Seismology and Volcanology groups, where several cooperating Research Professors are based. UAF faculty, staff and students are directly involved in operational monitoring of earthquakes and volcanoes in Alaska through the Alaska Earthquake Information Center and Alaska Volcano Observatory. Currently, National Science Foundation’s EarthScope program is providing unprecedented opportunities for our Alaska-focused research.

Our research specialties in seismology include earthquakes, crustal structure and earthquake hazards in Alaska, tsunamis from great earthquakes in Alaska, volcano seismicity and structure, seismic monitoring of volcanoes, glacier seismicity, and the use of infrasound to study volcanic explosions. Our research specialties in geodesy include tectonic deformation in Alaska and China, large earthquakes, deformation of the Earth due to active volcanism, vertical motions and sea level, and the response of the earth to changing hydrologic and cryospheric loads.


  • Elevated CO2 emissions, high C/S ratios observed 5 months prior to eruption
  • Stream sampling does not support hypothesis of significant scrubbing SO2 at surface
  • High C/S ratios due to deep degassing of magma or deep hydrothermal processes
  • Compositions imply source components were present early in volcanoes history
  • Magma supply waxed and waned during growth of the Mauna Kea shield
  • No need for a pyroxenitic source component or lavas from other volcanoes

13.3: Seismology - Geosciences

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Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


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