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Coupe schématique d'une zone de subduction avec présence d'unbassin arrière-arc.
Lasubduction est un processusgéodynamique d'enfoncement d'uneplaque lithosphérique sous une autre plaque d'une densité plus faible. Il s'agit généralement d'une plaque océanique s’enfonçant sous une plaque continentale, ou sous une plaque océanique plus récente, dans un contexte deconvergence lithosphérique.
Selon la terminologie des géologues, laplaque plongeante « subducte » [sous] la plaque chevauchante. On dit qu'elle est « subduite » (ou « subductée »).
Lasubduction océanique met en jeu unelithosphère océanique qui s'incurve et plonge sous une autre lithosphère (océanique dans le cas d'une subduction océan-océan, continentale dans le cas d'une subduction océan-continent) avant de s'enfoncer dans lemanteau terrestre. Ce processus se produit lorsque la lithosphère océanique en refroidissement devient plus dense que l'asthénosphère sous-jacente.
La côte ouest de l'Amérique du Sud (cordillère andine) est un bon exemple, très étudié du fait des risques sismiques et volcaniques. La subduction d'uneplaque plongeante sous une autre entraîne en effet de nombreuses conséquences, comme unépaississement crustal, unvolcanisme andésitique (à dominance explosive) et la formation de plis et de failles entrainant une fortesismicité.
Lalithosphère, zone rigide supérieure de la Terre interne, comprenant lacroûte et une partie dumanteau supérieur, est découpée enplaques lithosphériques qui se déplacent les unes par rapport aux autres. Au niveau desdorsales océaniques, les plaques divergent, et du plancher océanique est produit, ce qui augmente la surface des océans. La surface terrestre étant constante (le volume de la Terre ne change pas significativement au cours des temps géologiques), il est nécessaire que du plancher océanique disparaisse par ailleurs. Ce phénomène se produit au niveau des zones de subduction, où les plaques océaniques plongent à l'intérieur du globe.
La plaque qui plonge en subduction est dans 84 % des cas uneplaque océanique, qui a une densité élevée. Elle peut plonger sous uneplaque continentale ou sous une autre plaque océanique. Les causes de la subduction sont à rechercher dans la différence de densité entre la plaque subduite et le manteauasthénosphérique dans lequel elle plonge. Le manteau lithosphérique a la même composition (au premier ordre) que le manteau asthénosphérique, mais, étant plus froid, il est aussi plus dense. La croûte basaltique joue le rôle de flotteur, mais une lithosphère océanique âgée possède un manteau lithosphérique trop épais pour que la croûte puisse conférer à la lithosphère océanique une densité inférieure à celle de l'asthénosphère. Dans ces conditions, la lithosphère océanique entre en subduction. On notera que la densité de la plaque non subduite n'entre pas en considération[2].
La subduction est associée à une activité sismique et volcanique importante. Le volcanisme des zones de subduction est généralementandésitique, avec unegéochimie calco-alcaline. L'hydratation des roches du manteau par l'eau provenant de la transformationmétamorphique des roches de la croûte de la plaque subduite provoque lafusion partielle du manteau de la plaque chevauchante.
« La subduction océanique concerne 55 000 kilomètres de la Terre (82 %), alors que la subduction continentale n'en affecte que 12 000 kilomètres (18 %)[3] ».
La subduction est liée au fait que la plaque plongeante devient plus lourde à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale. Quand le déséquilibre avec l'asthénosphère sous-jacente, moins dense, dépasse un certain seuil, la lithosphère océanique s'enfonce dans l'asthénosphère.
Ce mécanisme est l'un des principaux moteurs responsable dumouvement des plaques à la surface de la Terre. Il explique pourquoi les plaques océaniques se déplacent toujours en direction de l'endroit où elles plongent en subduction.
Les zones de subduction sont le lieu où se produisent lesséismes les plus violents (par exemple le séisme du sud Chili de 1960, demagnitude 9,5[4], qui fut le séisme le plus violent survenu depuis un siècle). Il peut s'y produire deux types de séismes :
desséismes inter-plaques, au contact entre la plaque plongeante et la plaque supérieure ;
desséismes intra-plaques , au sein de la plaque plongeante, car celle-ci se déforme en s'enfonçant dans lemanteau.
Lesfoyers sismiques sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante en s'éloignant de la fosse de subduction. Ils s'alignent sur un plan incliné (leplan de Wadati-Benioff), dont l’angle peut varier selon la zone de subduction entre la verticale (ex. subduction desîles Mariannes) et un angle très faible (plan de subduction proche de l'horizontale, comme sous certains secteurs de laCordillère des Andes : Nord duPérou, centre-nord duChili).
Les lithosphères océaniques qui plongent en subduction sont constituées de minéraux hydratés parmétamorphisme hydrothermal en raison du long séjour qu'elles ont passé au fond des océans (en s'éloignant de la dorsale, l'eau pénètre profondément dans la lithosphère océanique par le biais des failles normales, et en ressortant une partie de cette eau est d'ailleurs à l'origine desfumeurs noirs). Parmi ces minéraux, on peut notamment citer les amphiboleshornblende, lachlorite, l'actinote, présentes dans le facièsschistes verts.
Lorsque la plaque plongeante atteint des profondeurs et des températures importantes, les minéraux hydratés deviennent instables. Ils subissent des transformations métamorphiques et perdent leur eau pour se transformer en minéraux de plus en plusanhydres. Ainsi, la lithosphère océanique plongeante se déshydrate en s'enfonçant, perdant l'eau qu'elle avait accumulée au cours de son éloignement à la dorsale qui percole alors vers la plaque chevauchante.
Cette eau libérée abaisse lepoint de fusion de lapéridotite de la plaque chevauchante, qui peut alors fondre partiellement (30 à 35 % de taux de fusion). Il y a alors formation de magma à la base de la plaque supérieure. Ce magma remonte à travers la plaque supérieure, s'enrichissant ainsi en divers éléments non-métaux et surtout en silice. Une preuve qu'il s'agit de la plaque chevauchante qui fond, et non de la plaque plongeante, est la composition chimique différente entre les roches qui subductent (basalte, gabbro) et les roches magmatiques qui résultent de la fusion. Ces roches magmatiques contiennent d'ailleurs de nombreux minéraux hydratés (comme lesmicas ou leshornblende).
Le magma formé, visqueux, sera à l'origine de roches magmatiques plutoniques, ou intrusives (lesgranitoïdes), s'il n'atteint pas la surface. Ces roches (parmi lesquelles on peut citer ladiorite, lagranodiorite ou même parfois legranite) forment alors desplutons.
En revanche, si le magma atteint la surface, il est à l'origine d'un volcanisme explosif d'autant plus violent que le magma est visqueux. Cela forme des roches magmatiques volcaniques telles que l'andésite ou larhyolite. Les zones de subduction sont ainsi à l'origine d'unvolcanisme explosif intense (on parle parfois devolcans gris). Il s'agit d'un volcanisme avec une géochimiecalco-alcaline. Les volcans de subduction s'alignent en général parallèlement à la zone de subduction, à une distance de l'ordre de 200 km de lafosse océanique. Ces alignements de volcans sont appelésarcs volcaniques. Ce type de volcanisme est retrouvé dans les volcans situés au niveau des cordillères et des arcs insulaires. Exemples : lacordillère des Andes, lesPetites Antilles...
Unefosse océanique étroite et profonde existe tout le long de la bordure où une plaque commence à s'enfoncer sous l'autre. Cette fosse est dissymétrique. Cela conduit à une anomaliegravimétrique négative. Les fosses de subduction constituent les endroits où les océans atteignent les plus grandes profondeurs (plus de 10 kilomètres dans certaines fosses, comme celles desMariannes).
Lorsque la plaque qui entre en subduction est recouverte d'une couche épaisse desédiments, ceux-ci vont être en grande partie « rabotés » par la plaque supérieure et s'accumuler sur celle-ci. Ces sédiments sont considérablement plissés et entassés enécailles superposées. Ils s'entassent pour former un relief nomméprisme d'accrétion. Les prismes d'accrétion sont recoupés par de nombreusesfailles inverses, témoins d'un raccourcissement important. Les prismes d'accrétion restent souvent sous-marins, mais les plus importants d'entre eux peuvent émerger hors de l'eau. C'est le cas du prisme de laBarbade, qui émerge au niveau de l'île de même nom. C'est aussi le cas du prisme d'accrétion duMakran, au sud-est de l'Iran et sud-ouest duPakistan, qui est en grande partie émergé.
À environ 150–200 km de la fosse de subduction, sur la plaquechevauchante, se trouve une chaîne de volcans. L'alignement de ces volcans parallèlement à la fosse de subduction est nomméarc volcanique. La zone située entre les volcans et la fosse de subduction est nommée « zone d'avant-arc » (cette zone se trouve sur la plaque chevauchante), tandis que celle située de l'autre côté de l'arc est nommée « zone d'arrière-arc ». Généralement, une dépression nomméebassin d'avant-pays se forme entre l'arc volcanique et le prisme d'accrétion.
L'arc volcanique se met en place sur la plaque chevauchante. Lorsque celle-ci est continentale, l'arc volcanique se trouve sur le rebord d'un continent (ex.cordillère des Andes). Lorsque la plaque supérieure est océanique, l'arc volcanique constitue une suite d'îles volcaniques alignées. On parle d'arc insulaire (exemple : lesPetites Antilles, les îlesTonga etKermadec, etc.).
La plaque située au-dessus de la zone de subduction se déforme souvent. Parfois, elle se raccourcit, s'épaissit, et il se forme une chaîne de montagne appelée « chaîne de marge active ». Exemple : lacordillère des Andes. Parfois au contraire, elle s'étire. Il se forme alors unbassin. L'étirement de la plaque supérieure peut même donner naissance à un nouvel océan, avec unedorsale océanique. Exemple : lamer Égée correspond au continent européen étiré au-dessus de la zone de subduction hellénique (zone de subduction qui passe au sud de laCrète).
Conséquences de l'enfoncement de la lithosphère océanique
On observe une distribution inégale duflux thermique. Lesisogéothermes s'infléchissent, ce qui matérialise un plongement de ces isogéothermes. Ces anomalies thermiques et foyers sismiques profonds matérialisent la plongée de la lithosphère froide au niveau de l'affrontement des deux plaques. Ces anomalies sont de types négatives au-dessus de la fosse et positives au-dessus de l'arc volcanique.
Remarque : Les techniques detomographie sismique permettent de mettre en évidence les anomalies de température dans lemanteau terrestre. Elles montrent que le panneau plongeant se prolonge bien plus profondément dans lemanteau que ce que l'on peut mettre en évidence avec leplan de Wadati-Benioff, qui ne dépasse jamais une profondeur de 670 km (limite entre lemanteau supérieur et lemanteau inférieur).
Les différents minéraux se forment à des conditions de température et de pression précises. Lalithosphère, en s'enfonçant, va se trouver confrontée à de nouvelles conditions : forte augmentation de la pression, et augmentation modérée de la température (car les plaques lithosphériques ont une forteinertie thermique).
Les minéraux qui composent la plaque plongeante vont se trouver dans un état instable du fait du changement de ces conditions de température et de pression. Cela va entraîner une modification de ces minéraux. Comme ces modifications vont se faire à l’état solide, on parle demétamorphisme. D'unmétagabbro du facièsschistes verts, on passe alors à un métagabbro du facièsschistes bleus, puis à uneéclogite.
Passage du schiste vert au schiste bleu :
La croûte s'enfonce. Il y a une augmentation de la pression et peu d'augmentation de la température. La pression va chasser l'eau des minéraux.Actinote +Chlorite +Plagioclase →glaucophane +H2O
Du fait de l'augmentation de la pression, on assiste ainsi à une évolution minéralogique qui transforme le contenu des roches et leur aspect. Des gabbros (dorsale), on passe à des métagabbros, que l'on retrouve au niveau du faciès schiste vert, schiste bleu, éclogite.
Remarque : Le faciès éclogitique, témoignant d'un métamorphisme de Haute pression et Haute température, est en général le marqueur d'une subduction continentale, c’est-à-dire que la marge continentale, attachée à la lithosphère océanique subduite, a elle aussi subi une subduction partielle.
Mode de formation de deux roches représentatives : l'andésite et l'éclogite à grenat
Andésite: Roches issues du volcanisme continental au niveau des zones de subduction, elles se forment à partir de la fusion partielle du manteau hydraté. Lave visqueuse, riche en silice. Les phénocristaux se forment dans la chambre magmatique et les microlites et le verre lors des éruptions (bulles de gaz), ce sont des roches magmatiques (volcanisme explosif).
Eclogite à grenat : roches issues du métamorphisme de la plaque plongeante. Les basaltes et les gabbros du plancher océanique sont soumis à de nouvelles conditions de températures et de pression (haute pression, basse température), ce qui entraîne une déstabilisation des minéraux les composant et l'apparition de minéraux nouveaux à l'état solide sans modification de la composition chimique.
Conséquences de la subduction et du métamorphisme associé
Tout d'abord, les marqueursmétamorphiques, sont de très bons indices de terrain pour connaître l'histoire d'un site donné. En identifiant des roches caractéristiques tels les schistes bleus de l'île deGroix, on peut ainsi comprendre que le lieu observé était autrefois une zone de subduction… revenue à la surface plus tard, grâce à l'érosion.
Cependant, le phénomène de subduction aboutit, à terme, au recyclage de la croûte océanique, dans lemanteau. Ainsi par exemple, la plus vieille croûte océanique encore présente sur Terre date duJurassique (au large du Japon), soit environ 200 millions d'années au maximum. Ce qui ne signifie pas qu'il n'y avait pas de croûte océanique avant le Jurassique : les croûtes océaniques plus anciennes ont en fait été entièrement recyclées par subduction.Ceci pose alors de nombreux problèmes aux géologues voulant étudier la dynamique des plaques lithosphériques au cours des temps anciens, car les données contenues par les croûtes océaniques de l'époque, sont à la fois perdues par l'enfouissement de ses roches, et par le métamorphisme qui les affecte.
L'eau liée aux sédiments est rapidement chassée. L'eau liée aux roches de la plaque subduite se trouve libérée lors du métamorphisme (passage dans le faciès schistes bleus, puis éclogites). Cette eau peu dense remonte dans la plaque chevauchante et provoque la fusion partielle des péridotites par abaissement de leur température de fusion.
La différence de densité entre la lithosphère océanique plongeante et l'asthénosphère est le principal moteur de la subduction, et même du mouvement des plaques tectoniques en général. En effet, plus la lithosphère s'éloigne de la dorsale (lieu de production de la lithosphère océanique), plus sa température diminue, plus sa densité moyenne augmente et plus elle s'épaissit (c'est le manteau lithosphérique qui s'épaissit, la croûte océanique gardant la même épaisseur). Après environ 25 millions d'années (Ma), les plaques océaniques deviennent plus denses que l'asthénosphère située en dessous, et une force de traction les entraîne vers le bas, jusqu'à rupture de la marge passive et amorçage de la subduction[5].
Après le début de la subduction, les transformations minéralogiques lors du métamorphisme de la plaque plongeante entraînent une augmentation de la densité des roches qui la constituent. Ainsi, un schiste vert en début de subduction gagnera en densité lors de sa transformation en schiste bleu, pour atteindre une densité encore plus importante au stade éclogite. La traction qui résulte de ce poids supplémentaire permet d'entretenir la subduction. Il y a fréquemment des retards à la subduction : 50 Ma pour l'océan Pacifique au niveau du Pérou, 65 à 140 pour l'océan Atlantique au niveau de l'arc des Antilles et un maximum de 200 Ma au niveau de la Floride. Ces retards sont dus, en particulier, à la résistance à la flexion d'une plaque ancienne devenue très épaisse et rigide[6],[7].
Il ne semble pas qu'une nouvelle zone de subduction soit en train de se former aujourd'hui, et même si c'était le cas la lenteur du processus ne nous permettrait sans doute pas de l'étudier complètement, voire de l'identifier. Les différents modèles proposés résultent, d'une part d'études de terrain visant à reconstituer la chronologie et l'évolution magmatique des zones de subduction actuelles ou anciennes, et d'autre part demodèles théoriques appuyés sur dessimulations numériques.
Cinq modèles principaux sont envisagés[8], qu'on peut regrouper en deux classes.
Initiation induite, quand une convergence de plaques préexiste mais induit tout de même la formation d'une nouvelle zone de subduction :
Transfert de zone (transfert de zone :Océan Indien)
Initiation spontanée, quand d'importants contrastes latéraux de densité sollicitent une lithosphère présentant des faiblesses mécaniques (dont l'origine peut être variée) :
A noter que les modèles de transfert de zone et d'effondrement d'une marge passive sont mal étayés mais pourraient s'appliquer à quelques exemples naturels d'âges inconnus. Les autres modèles s'appuient quant à eux sur des faits avérés et reconnus, appuyés par les exemples cités.
Les différents phénomènes propres à la subduction peuvent être reproduits par simulationanalogique(en) ounumérique, à des fins de recherche ou de pédagogie.
Par exemple, une couche du sable noir naturel sur une couche visqueuse de colle blanche scolaire dans une simple cuvette reproduit bon nombre des principaux processus associés à la subduction terrestre : déchirures et subduction spontanée, recul de la plaque subductée, écoulements toroïdaux, rotations des segments non subductés et écoulement poloïdal[11].
Ceinture de feu du Pacifique (en rouge) et zones de subduction (en bleu).
Une grande partie des zones de subduction actuelles sont réparties autour de l'océan Pacifique, appelé la « ceinture de feu », qui court depuis laPatagonie jusqu'enAlaska, puis duKamtchatka auxPhilippines. Elle implique les plaques Pacifique, Nazca, Coco et Juan de Fuca.
On compte également:
la subduction du bassin de laMer de Chine Méridionale sous l'île de Luzon (Philippines) au niveau de la fosse de Manille. Cette subduction est à l'origine du volcanisme encore présent sur l'arc de Luzon aujourd'hui (éruption du MontPinatubo en 1991) ;
L'inversion de polarité de subduction est un processus géologique dans lequel deux plaques convergentes changent de rôle : la plaque sus-jacente devient la plaque descendante, et vice versa.
↑Pierre Peycru, Jean-Michel Dupin, Jean-François Fogelgesang, Didier Grandperrin, Cécile Van der Rest, François Cariou, Christiane Perrier, Bernard Augère,Géologie tout-en-un,Dunod,,p. 81-85.
↑Jacques Debelmas et Georges Mascley,Les grandes structures géologiques, Masson,,p. 102.