Subduction
La subduction est le processus par lequel une plaque tectonique océanique s'incurve et plonge sous une autre plaque avant de s'enfoncer dans le manteau.
La côte ouest de l'Amérique du Sud en est un exemple. La subduction d'une plaque sous une autre entraîne de nombreuses conséquences, comme un volcanisme andésitique (ou explosif ou volcan gris), de nombreux tremblements de terre et surtout la formation des plis et des failles.
Généralités
La surface terrestre est composée de plaques lithosphériques. Ces plaques rigides se déplacent les unes par rapport aux autres. Elles peuvent être continentales ou océaniques. Au niveau des dorsales océaniques, les plaques divergent, et il se crée du plancher océanique qui augmente la surface des océans. Puisque la surface terrestre est 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 en général une plaque océanique (la plus dense d = 3,2). Elle peut plonger sous une plaque continentale, moins dense (d = 2,7), ou sous une autre plaque océanique. Il faut noter que les différences de densité proviennent de la nature des matériaux. Ainsi, la plaque océanique est faite de matériaux basaltiques denses, alors que la plaque continentale est plutôt faite de matériaux granitiques peu denses.
On peut également avoir des exemples de subduction océan-océan, le volcanisme au-dessus des zones de subduction est généralement andésitique, avec une géochimie calco-alcaline. Cette situation est due à l'hydratation du magma. En effet, lorsque la plaque plongeante s'enfonce dans l'asthénosphère, l'eau s'infiltre à travers ses fissures.
Subsidence thermique
Les plaques océaniques qui naissent au niveau des dorsales sont d'abord minces, chaudes et légères. Le poids des sédiments ne suffit pas à expliquer la subsidence ; L’isotherme 1 100 °C s’enfonce au fur et à mesure du refroidissement. En vieillissant et en s'éloignant des dorsales, les plaques refroidissent au contact de l'océan. Or, la densité dépend de la température. Les plaques s'épaississent peu à peu et surtout s'alourdissent.
La subduction est liée au fait que la plaque plongeante devient plus dense et plus épaisse à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale, son lieu de production. Elle ne sera plus en équilibre sur l'asthénosphère (de par sa densité trop importante et de la viscosité de l'asthénosphère qui ne peut plus la supporter).
Elles finissent par devenir plus denses que l'asthénosphère (manteau chaud) sur laquelle elles reposent, elles plongent alors peu à peu en profondeur, sous l'effet de leur propre poids, au niveau des zones de subduction.
Ce mécanisme est l'un des principaux moteurs responsable du mouvement 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.
Marqueurs de la subduction
La subduction est le processus permettant la disparition de la plaque océanique ancienne. Elle joue un rôle fondamental dans le renouvellement des fonds océaniques et le remodelage de la croute terrestre.
Sismicité
Les zones de subduction sont le lieu où se produisent les séismes les plus violents (par exemple le séisme du sud Chili de 1960, de magnitude 9,5[1], qui fut le séisme le plus violent survenu depuis un siècle). Il se produit au niveau d'une zone de subduction deux types de séismes : des séismes interplaques sont produits au contact entre la plaque plongeante et la plaque supérieure. Des séismes « intraplaques » se produisent au sein de la plaque plongeante, car celle-ci se déforme en s'enfonçant dans le manteau. Les foyers 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 (le plan de Wadati-Benioff), dont l’angle peut varier selon la zone de subduction entre la verticale (ex. subduction des îles Mariannes) et un angle très faible (plan de subduction proche de l'horizontale, comme par exemple sous certains secteurs de la Cordillère des Andes : Nord du Pérou, centre-nord du Chili).
Volcanisme
Les zones de subduction sont à l'origine d'un volcanisme intense. Ce volcanisme est de type explosif car son magma est chargé de fluides (eau...). On parle parfois de volcans gris. Il s'agit d'un volcanisme avec une géochimie calco-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 la fosse océanique. On appelle « arcs volcaniques » ces alignements de volcans. Exemples d'arcs volcaniques : la Cordillère des Andes, les Petites Antilles...
L'origine du volcanisme au niveau des zones de subduction est la suivante : les plaques océaniques qui plongent en subduction sont constituées de minéraux hydratés, en raison du long séjour qu'elles ont vécu au fond des océans. Lorsque la plaque plongeante atteint des profondeurs et des températures importantes, les minéraux hydratés deviennent instables. Ils subissent des transformations métamorphiques. Ils perdent leur eau pour se transformer en minéraux anhydres.
La plaque océanique qui subducte se déshydrate en s'enfonçant, perdant l'eau qu'elle avait accumulée au cours de son éloignement à la dorsale par métamorphisme hydrothermal (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 des fumeurs noirs). Cette eau de la plaque plongeante percole alors vers la plaque chevauchante.
Cette eau libérée abaisse le point de fusion de la péridotite qui peut alors fusionner partiellement. Le magma formé sera à l'origine de roches magmatiques volcanique (comme l'andésite ou la rhyolite), de roches magmatiques plutoniques ou intrusives (les granitoïdes). Il y a alors création de magma à la base de la plaque supérieure. Ce magma remonte à travers la plaque supérieure pour donner naissance au volcanisme de subduction. C'est ce magma fondu qui alimente donc les volcans situés au niveau des cordillères et des arcs insulaires.
Une preuve qu'il s'agit de la plaque chevauchante qui fusionne et non de la plaque plongeante, est la composition différente entre roches qui subductent (basalte, gabbro) et roches magmatiques (andésite, granodiorite). Les roches magmatiques contiennent d'ailleurs de nombreux minéraux hydratés (comme les micas ou certaines amphiboles appelées hornblende).
Relief
Une fosse 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 et est responsable d'une anomalie gravimétrique 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 des Mariannes).
Lorsque la plaque qui entre en subduction est recouverte d'une couche épaisse de sédiments, 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 en écailles superposées. Ces sédiments s'entassent pour former un relief nommé prisme d'accrétion. Les prismes d'accrétion sont recoupés de nombreuses failles inverses, témoins d'un raccourcissement important. Les prismes d'accrétion restent souvent sous-marins. Les plus importants d'entre eux peuvent émerger hors de l'eau. C'est le cas du prisme de la Barbade, qui émerge au niveau de l'île de même nom. C'est aussi le cas du prisme d'accrétion du Makran, au sud-est de l'Iran et sud-ouest du Pakistan, qui est en grande partie émergé.
À environ 150–200 km de la fosse de subduction, sur la plaque chevauchante, se trouve une chaîne de volcans. L'alignement de ces volcans parallèlement à la fosse de subduction est nommé arc 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 ». On trouve en général une dépression située entre l'arc volcanique et le prisme d'accrétion. Cette dépression est nommée « bassin d'avant-arc ».
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 : les Petites Antilles, les îles Tonga et Kermadec, etc.).
Déformation de la plaque supérieure
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 : la Cordillère des Andes. Parfois au contraire, elle s'étire. Il se forme alors un bassin. L'étirement de la plaque supérieure peut même donner naissance à un nouvel océan, avec une dorsale océanique. Exemple : La Mer Égée correspond au continent Européen étiré au-dessus de la zone de subduction hellénique (zone de subduction qui passe au sud de la Crète).
Conséquences de l'enfoncement de la lithosphère océanique
Anomalies thermiques
On observe une distribution inégale du flux thermique. Les isogéothermes s'infléchissent, ce qui matérialise un plongement de ses 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 de tomographie sismique permettent de mettre en évidence les anomalies de température dans le manteau terrestre. Elles montrent que le panneau plongeant se prolonge bien plus profondément dans le manteau que ce que l'on peut mettre en évidence avec le plan de Wadati-Benioff, qui ne dépasse jamais une profondeur de 670 km (limite manteau supérieur-manteau inférieur).
Anomalies gravimétriques
Les mesures du champ de gravité terrestre furent entreprises par Pierre Bouguer au XVIIIe siècle déjà. Ces mesures avaient permis de se rendre compte que la distribution des masses rocheuses n'est pas uniforme en profondeur. De ces mesures est aussi née la notion d'isostasie, selon laquelle les masses lithosphériques « flottent » sur une asthénosphère selon la loi d'Archimède. C'est le Hollandais Vening-Meinesz qui en 1923 découvrit des anomalies gravimétriques importantes au niveau de la fosse au large de l'Indonésie alors qu'il procédait à des mesures avec un gravimètre à bord d'un sous-marin. Il en conclut une flexuration à grande échelle de la croûte terrestre à cet endroit et que cette croûte avait donc des propriétés élastiques. Si les théories de Vening-Meinesz ont fait progresser l'état des connaissances et de compréhension des phénomènes géophysiques, elles sont aujourd'hui largement obsolètes car énoncées à une époque où le phénomène de subduction n'était pas communément compris et admis.
Transformations minéralogiques (métamorphisme)
Dans les zones de subduction, les roches magmatiques qui composent la plaque subduite sont des basaltes, des gabbros, et des péridotites. On y trouve aussi des sédiments.
Modalités de transformation des minéraux
Les différents minéraux se forment à des conditions de température et de pression précises. La lithosphère, 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 forte inertie 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 donc entraîner une modification de ces minéraux. Mais, comme ces modifications vont se faire à l’état solide, on parle de métamorphisme. De gabbro, on parle de métagabbro.
- Transformations liées à la baisse de température, hydratation et basse pression :
gabbro : plagioclases (anorthite) + H20 → plagioclases récents + amphibole + pyroxène (augite)+ olivine ⇒ hornblende : faciès schiste vert
- Au niveau de la croûte subduite :
- la croûte s'enfonce. Il y a donc une augmentation de la pression et peu d'augmentation de la température. La pression va chasser l'eau des minéraux.
Actinote + Chlorite + Plagioclase - H20 → Amphibole : glaucophane : faciès schiste bleu.
-
- en continuant à s'enfoncer :
Amphibole - H20 → Amphibole + Jadéite (pyroxène) + grenat : faciès éclogites
Du fait de l'augmentation de la pression, on assiste à une évolution minéralogique qui transforme le contenu des roches et leur aspect. Des gabbros (dorsale), transformés en 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, sont en général les marqueurs d'une subduction continentale, c’est-à-dire, que la marge continentale, attachée à la lithosphère océanique subduite, a elle aussi subi une subduction.
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, elle 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 a de nouvelles conditions de températures et de pression (Haute pression, basse température), ce qui entraine 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 marqueurs métamorphiques, 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 de groix, 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 le manteau. Ainsi par exemple, la plus vieille croûte océanique encore présente sur Terre date du Jurassique (au large du Japon). 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.
Formation de magma
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.
Le diagramme pression/température montre en effet que le point de fusion d'une péridotite hydratée est plus bas que celui d'une péridotite sèche. Le géotherme coupe la courbe du solidus entre -80 et -200 km. Dans cette zone, on peut donc avoir des péridotites qui entrent en fusion dans des températures inférieures à 1 000 °C. Il y a donc formation d'un magma. Ce magma plus léger a tendance à remonter dans les roches encaissantes, soit rapidement : volcanisme andésitique : formation d’andésite ou de rhyolite ; soit plus lentement : une roche grenue : granodiorite. C'est pourquoi les volcans sont disposés et alignés parallèlement à la marge. Ils sont de type éruptif violent (on parle de volcanisme explosif). Ce caractère explosif s'explique par le fait que le magma soit hydraté et léger.
Moteur responsable de la subduction
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 création de la lithosphère océanique), plus sa température diminue et plus sa densité moyenne augmente. Après une vingtaine de millions d'années, les plaques océaniques deviennent plus denses que l'asthénosphère, et une force de traction les entraîne en direction des zones de subduction.
Les zones de subduction actuelles sur la Terre
Une grande partie des zones de subduction actuelles sont réparties autour de l'océan Pacifique, appelé la « ceinture de feu », qui court depuis la Patagonie jusqu'en Alaska, puis du Kamtchatka aux Philippines. Elle implique les plaques Pacifique, Nazca, Coco et Juan de Fuca.
On compte également:
- la subduction du bassin de la Mer 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 Mont Pinatubo en 1991) ;
- la subduction de l'océan Indien sous l'Indonésie (Java et Sumatra), à l'origine du tsunami et du séisme du 26 décembre 2004 dans l'océan Indien (plus de 220 000 morts) ;
- la subduction de la Méditerranée orientale (restes de la Néo-Téthys) sous la Crète (arc Hellénique) et sous la Calabre.
On trouve enfin de nombreuses zones de subduction fossiles, par exemple au cœur des Alpes ou encore dans le Massif armoricain.
Notes et références
Voir aussi
Article connexe
Bibliographie
- ENS, Corrigé d'une épreuve de Géologie sur la théorie de la tectonique des plaques, ENS Paris, Lyon, Cachan (10 pages).
Liens externes
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