4.13.5.1 Double Seismic Zones

I meccanismi locali indicano che la maggior parte delle zone sismiche doppie sono coerenti con la compressione verso il basso nella zona superiore e la tensione verso il basso nella zona inferiore. Questo è coerente con un modello di sollecitazioni prodotte dalla flessione della lastra mentre si raddrizza sotto la litosfera sovrastante, e questo modello ha fornito la spiegazione convenzionale delle sollecitazioni che causano le zone doppie (per esempio, Isacks e Barazangi, 1977; Kawakatsu, 1986). Ma la sismicità delle doppie zone continua ben dopo che la lastra si è raddrizzata. Forse potrebbero essere coinvolti piccoli cedimenti. Inoltre, le zone doppie sotto l’Alaska (Abers, 1992) e la Nuova Zelanda (Robinson, 1986) hanno entrambi gli strati in tensione verso il basso, mentre per quelle sotto il Messico (Pardo e Suarez, 1995) e il Cile settentrionale (Comte e Suarez, 1994), la zona superiore è in tensione verso il basso e la zona inferiore appare in compressione verso il basso. Nel Giappone nord-orientale, Igarashi et al. (2001) hanno rilevato un terzo piano sismico da 5 a 10 km al di sopra del piano superiore compressivo verso il basso; il terzo e più alto piano sembra trovarsi a e appena sotto la superficie superiore della lastra discendente. Consiste in terremoti di spinta interplacca a basso angolo vicino alla superficie superiore della lastra discendente da 30 a 60 km di profondità, con transizione a meccanismi di faglia normale intraplacca (tensiva verso il basso) all’interno della crosta superiore da 60 a 110 km di profondità (Igarashi et al., 2001; Kita et al., 2006). Una simile zona a tre piani potrebbe essere presente in Kamchatka, dove Gorbatov et al. (1994) hanno trovato una manciata di eventi analoghi agli eventi tensionali down-dip nel piano più alto (terzo). Quindi, ci devono essere tensioni estensionali intorno alla superficie della lastra, che non possono essere spiegate solo dalla flessione della placca su larga scala. Le eterogeneità di stress dovute alla stratificazione petrologica della lastra possono fornire una spiegazione, cioè, lo stato di stress estensionale del terzo piano superiore potrebbe essere associato alla formazione di eclogiti, mentre lo stato di stress degli altri piani potrebbe essere in gran parte causato dalla flessione (Kita et al., 2006; Wang, 2002). Kita et al. (2010) hanno invertito i meccanismi focali della lastra nel Giappone nord-orientale per gli orientamenti dello stress per stimare la posizione del piano neutro tra gli strati compressivi down-dip e quelli estensionali down-dip. Hanno ottenuto un piano neutro meno profondo sotto la superficie dello slab a Hokkaido che a Tohoku e suggeriscono che un cuneo di olivina metastabile più piccolo e meno sviluppato sotto Hokkaido fornisce meno spinta per contrastare l’estensione generale verso il basso a profondità intermedie esercitata dalla spinta dello slab. Kao e Chen (1994) hanno proposto che la compressione responsabile del piano inferiore della zona doppia della Kamchatka sia trasmessa a profondità intermedie dalla base del mantello superiore.

Per molte zone doppie, è chiaro che la zona sismica inferiore deve trovarsi in profondità nella litosfera del mantello in subduzione, sollevando la questione di come la litosfera del mantello oceanico originariamente secca possa diventare idratata. Peacock (2001) ha suggerito che la faglia normale associata alla flessione dell’innalzamento esterno e della fossa permette l’infiltrazione di acqua per decine di chilometri nella litosfera oceanica. L’evidenza di una faglia normale pervasiva legata alla flessione che penetra almeno 20 km in profondità nella placca è stata osservata in siti lungo la fossa del Medio America (Ranero et al., 2003). Vicino alla fossa, i dati di riflessione rivelano circa 1,5 faglie per chilometro con offset di 100-1000 m. Una stima della quantità di acqua nella lastra in subduzione nella fossa del Medio America suggerisce che la porzione di mantello serpentinizzato della lastra può contenere tanta acqua chimicamente legata quanto la porzione crostale della lastra (Ranero et al., 2003). Inoltre, i modelli di orientamento di tali faglie sono simili a quelli della sismicità di profondità intermedia nelle zone di subduzione del Medio America e del Cile (Ranero et al, 2005), suggerendo che la sismicità intermedia si verifica su faglie preesistenti.

Hacker et al. (2003) hanno confrontato la morfologia della sismicità di profondità intermedia per quattro zone di subduzione (Cascadia, Nankai, Costa Rica e Tohoku) con le posizioni e il contenuto di acqua dei minerali idrici, previsti in base all’età della lastra e alla struttura termica. La profondità e la geometria della sismicità sono coerenti con la distribuzione prevista di diverse fasi idrostatiche. Nella zona più fredda, Tohoku, doppi piani di sismicità circondano il nucleo freddo della lastra: le zone si avvicinano l’una all’altra, quasi seguendo le isoterme, ma in realtà le tagliano ad un angolo poco profondo (vedi anche Kita et al., 2006). La serpentinite antigorite, una delle fasi idriche più stabili, è il componente principale nelle lastre più fredde a profondità intermedie e si ritiene che si disidrati progressivamente fino a circa 200 km. Yamasaki e Seno (2003) hanno ottenuto un risultato simile analizzando le doppie zone sismiche in sei zone di subduzione. Questi studi forniscono una forte evidenza per l’infragilimento da disidratazione come meccanismo per i terremoti intermedi fino a circa 250 km (Hacker et al., 2003 e Yamasaki e Seno, 2003). Le zone sismiche doppie sembrano più facili da rilevare nelle lastre più fredde, probabilmente perché i due strati sono più distanti tra loro.

Le zone sismiche doppie sono state osservate anche sotto i 300 km di profondità. Wiens et al. (1993) hanno riposizionato gli ipocentri con arrivi P, pP e PKP e hanno risolto una zona sismica doppia profonda a Tonga da 350 a 460 km, con circa 30 km che separano i due strati. Lo stato di stress per la doppia zona di Tonga è approssimativamente opposto allo stato tipico a profondità intermedie. Iidaka e Furukawa (1994) hanno rilevato due piani a circa 25 km di distanza l’uno dall’altro nella zona di subduzione di Izu Bonin utilizzando fasi convertite S-P al confine superiore della lastra. La doppia zona si estende da circa 300 a 450 km di profondità, cioè al di sotto del minimo di sismicità, che nella lastra di Izu Bonin si verifica nell’intervallo anomalamente poco profondo di 200-300 km. Lo strato superiore si trova 15-20 km sotto la superficie superiore della lastra. La zona doppia si verifica nella stessa regione in cui Iidaka e Suetsugu (1992) hanno dedotto un nucleo della lastra sismicamente lento dai tempi di viaggio (vedi discussione in Green e Houston, 1995). Entrambi questi casi sono stati interpretati come prove di faglie di trasformazione sui bordi superiore e inferiore di un cuneo di olivina metastabile (Iidaka e Furukawa, 1994; Wiens et al., 1993). Un confronto tra le sollecitazioni modellate dovute a un cuneo metastabile e le caratteristiche della zona profonda doppia a Tonga ha suggerito che la zona sismica inferiore potrebbe risiedere ben al di sotto di un ipotetico cuneo metastabile, il che implicherebbe il funzionamento di due meccanismi di rottura (Guest et al., 2004).