4.13.5.1 Duplas Zonas Sísmicas

Mecanismos focais indicam que a maioria das zonas duplas sísmicas são consistentes com a compressão por imersão na zona superior e a tensão por imersão na zona inferior. Isto é consistente com um modelo de tensões produzido pela flexão da laje ao endireitar-se abaixo da litosfera dominante, e este modelo forneceu a explicação convencional das tensões causadoras das zonas duplas (por exemplo, Isacks e Barazangi, 1977; Kawakatsu, 1986). Mas a sismicidade de zona dupla continua bem depois que a laje se endireitou. Talvez se possa envolver uma pequena flacidez. Além disso, as zonas duplas abaixo do Alasca (Abers, 1992) e da Nova Zelândia (Robinson, 1986) têm ambas as camadas em tensão descendente, enquanto que para aqueles abaixo do México (Pardo e Suárez, 1995) e norte do Chile (Comte e Suárez, 1994), a zona superior está em tensão descendente e a zona inferior aparece em compressão descendente. No nordeste do Japão, Igarashi et al. (2001) detectaram um terceiro plano sísmico 5 a 10 km acima do plano superior de compressão por imersão; o terceiro plano e o plano superior parecem estar na superfície superior da laje descendente e logo abaixo dela. Consiste em terremotos de impulso interplaca de baixo ângulo próximos à superfície superior da laje descendente de 30 a 60 km de profundidade, transitando para mecanismos de falha normal intraplaca (down-dip tensional) dentro da crosta superior de 60 a 110 km de profundidade (Igarashi et al., 2001; Kita et al., 2006). Uma zona similar de três planos pode estar presente em Kamchatka, onde Gorbatov et al. (1994) encontraram um punhado de eventos análogos aos eventos de tensão down-dip no plano superior (terceiro). Assim, deve haver tensões de extensão em torno da superfície da laje, que não podem ser explicadas apenas por uma placa em grande escala sem flexão. As heterogenidades de tensão devidas a camadas petrológicas da laje podem fornecer uma explicação, ou seja, o estado de tensão de extensão do plano superior (terceiro) pode estar associado à formação de eclogites, enquanto o estado de tensão dos outros planos pode ser causado em grande parte pela não flexão (Kita et al., 2006; Wang, 2002). Kita et al. (2010), mecanismos focais de laje invertida no nordeste do Japão para orientações de tensão para estimar a localização do plano neutro entre as camadas de compressão down-dip e down-dip extensional. Eles obtiveram um plano neutro mais raso abaixo da superfície da laje em Hokkaido do que em Tohoku e sugerem que uma cunha metastable menor, menos desenvolvida, sob Hokkaido fornece menos flutuabilidade para contrabalançar a extensão geral de queda em profundidades intermediárias exercida pela tração da laje. Kao e Chen (1994) propuseram que a compressão responsável pelo plano inferior da zona dupla Kamchatka é transmitida a profundidades intermediárias a partir da base do manto superior.

Para muitas zonas duplas, é claro que a zona sísmica inferior deve ficar nas profundezas da litosfera do manto subdutor, levantando a questão de como a litosfera do manto oceânico originalmente seco pode se hidratar. Peacock (2001) sugeriu que a falha normal associada à flexão na elevação e trincheira externa permite a infiltração de dezenas de quilómetros de água na litosfera oceânica. Evidências de falhas normais relacionadas com curvaturas que penetram pelo menos 20 km de profundidade na placa são observadas em locais ao longo da fossa da América Central (Ranero et al., 2003). Perto da fossa, os dados de reflexão revelam cerca de 1,5 falhas por quilómetro, com deslocamentos de 100-1000 m. Uma estimativa da quantidade de água na laje que subduz na fossa da América Central sugere que a porção de manto serpentinizado da laje pode conter tanta água quimicamente ligada como a porção da crosta da laje (Ranero et al., 2003). Além disso, os padrões de orientação de tal falha são semelhantes aos da sismicidade de profundidade intermediária nas zonas de subducção da América Média e do Chile (Ranero et al.., 2005), sugerindo que a sismicidade de profundidade intermediária ocorre em falhas pré-existentes.

Hacker et al. (2003) compararam a morfologia da sismicidade de profundidade intermediária para quatro zonas de subducção (Cascadia, Nankai, Costa Rica e Tohoku) com as localizações e conteúdo de água de minerais hidratados, previstos com base na idade da laje e estrutura térmica. A profundidade e a geometria da sismicidade são consistentes com a distribuição prevista de várias fases hídricas. Na zona mais fria, Tohoku, planos duplos de sismicidade rodeiam o núcleo frio da laje: as zonas aproximam-se umas das outras, quase seguindo isotermas, mas cortando-as num ângulo raso (ver também Kita et al., 2006). A serpentinita antígorita, uma das fases mais estáveis da hidrosfera, é o principal componente das placas mais frias em profundidades intermédias e acredita-se que desidrata progressivamente até cerca de 200 km. Yamasaki e Seno (2003) obtiveram um resultado semelhante analisando zonas sísmicas duplas em seis zonas de subducção. Estes estudos fornecem fortes evidências de fragilização por desidratação como mecanismo para terremotos intermediários até talvez 250 km (Hacker et al., 2003 e Yamasaki e Seno, 2003). Zonas sísmicas duplas parecem mais fáceis de detectar em lajes mais frias, provavelmente porque as duas camadas estão mais afastadas.

Zonas sísmicas duplas também têm sido observadas abaixo de 300 km de profundidade. Wiens et al. (1993) relocaram hipocentros com chegadas de P, pP e PKP e resolveram uma zona sísmica dupla profunda em Tonga de 350 a 460 km, com cerca de 30 km separando as duas camadas. O estado de tensão para a zona dupla de Tonga é aproximadamente o oposto ao estado típico em profundidades intermédias. Iidaka e Furukawa (1994) detectaram dois planos a cerca de 25 km de distância na zona de subducção de Izu Bonin utilizando fases convertidas em S-P no limite superior da laje. A zona dupla estende-se de cerca de 300 a 450 km de profundidade, ou seja, abaixo do mínimo de sismicidade, que na laje de Izu Bonin ocorre na faixa anômala e rasa de 200-300 km. A camada superior situa-se 15-20 km abaixo da superfície superior da laje. A zona dupla ocorre na mesma região que Iidaka e Suetsugu (1992) inferiram um núcleo sísmicamente lento da laje a partir dos tempos de viagem (ver discussão em Green e Houston, 1995). Ambos os casos foram interpretados como evidências de falhas transformacionais nas bordas superior e inferior de uma cunha meta-estável olivina (Iidaka e Furukawa, 1994; Wiens et al., 1993). Uma comparação das tensões modeladas devido a uma cunha metastable com as características da zona dupla profunda em Tonga sugeriu que a zona sísmica inferior pode residir bem abaixo de uma cunha metastable hipotética, o que implicaria a operação de dois mecanismos de ruptura (Guest et al., 2004).