- Marge active
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Subduction
Schéma simplifié d'une zone de subduction
La subduction est le processus d'enfoncement d'une plaque tectonique sous une autre plaque, en général une plaque océanique sous une plaque continentale ou sous une plaque océanique plus récente.
Au cours de la divergence océanique, une lithosphère océanique, devenue froide et dense avec le temps, va finir par se décrocher, soit d'une marge continentale qui lui est associée, soit d'une autre lithosphère océanique. La solution la plus fréquente à ce détachement est la descente de l'une des plaques (tirée par son propre poids) sous l'autre, la convergence débute alors et se manifeste par un phénomène que l'on appelle la subduction. Les séismes profonds et très profonds s'alignent le long de la plaque descendante (appelée slab) et montrent qu'elle peut plonger dans l'asthénosphère sur plusieurs centaines de kilomètres.
Sommaire
Manifestations de la subduction
La subduction est le processus permettant la disparition de la plaque océanique ancienne. Par conséquent, elle joue un rôle important dans le renouvellement des fonds océaniques.
Marqueurs de la subduction
Activité volcanique et séismes
Les séismes et les volcans ont une activité intense le long des zones de convergence (aussi appelées marges actives). On en retrouve essentiellement autour du Pacifique (ceinture de feu), au niveau des Antilles, mais également en Italie et en Indonésie.
Ce volcanisme est de type explosif car son magma est chargé de silice ainsi que de gaz. Il s'agit d'un volcanisme de type andésitique avec une géochimie calco-alcaline. les volcans associés aux zones de subduction des volcans gris aux éruptions explosives.
Relief et déformation
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.
À environ 100–150 km de la fosse, sur la plaque chevauchante, se trouve une chaîne de volcans situés soit :
- sur le rebord d'un continent (cordillère) ;
- comme une suite d'îles volcaniques disposées en arc (arcs insulaires comme au Japon, dans les Antilles, etc.).
Sur le côté chevauchant de la fosse, les sédiments océaniques continuellement apportés par la plaque chevauchée sont « rabotés », considérablement déformés et entassés en écailles superposées. Failles inverses, plis faillés et zones de chevauchements témoignent d'un raccourcissement important dans un prisme d'accrétion (comme l'île Barbade).
Enfoncement de la lithosphère océanique
Foyers sismiques
Les foyers sismiques sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante depuis la fosse vers l'arc insulaire et au-delà.
Ils s'inscrivent sur un plan incliné (le plan de Wadati-Benioff), dont l’angle varie selon le type et l'âge de la plaque subduite, ainsi que la vitesse de convergence.
Plusieurs phénomènes sont responsables de cette séismicité
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 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 d'anomalie thermique ont permis de mettre en évidence le fait que le slab se prolonge bien plus profondément dans le manteau (terre) que ce que l'on avait pu mettre en évidence avec le plan de Wadati-Benioff (limité à environ 670 km).
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 procède à des mesures avec un gravimétre 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.
Moteur responsable de cet enfoncement
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.
Affrontement de deux plaques
Lithosphère continentale contre lithosphère océanique
C'est toujours la plaque océanique qui plonge sous la plaque continentale car elle est plus dense (environ 3,3 pour 2,7). L'angle d'inclinaison du plan de Wadati-Benioff est faible. Ce plan est matérialisé par la présence de nombreux foyers sismiques le long de la plaque subduite. Il y a formation d'une chaîne de montagnes volcaniques, ou d'un arc d'îles volcaniques, sur la plaque continentale (on la nomme cordillère). Ces volcans sont le plus souvent de type andésitique ou rhyolitique (les laves sont plus acides que celles que l'on trouve au niveau des dorsales océaniques) qui sont explosifs car les laves contiennent un taux élevé de SiO2 ce qui les rend visqueuses (les gaz ont plus de difficulté à s'échapper).
Remarque : La rencontre de deux plaques continentales entraine une subduction et ensuite une zone de collision comme par exemple pour les Alpes précédées de l'océan alpin.
Lithosphère océanique contre lithosphère océanique
La plaque la plus vieille donc la plus dense plonge sous la plaque plus jeune. Le plan de Wadati-Benioff est très pentu. Il y a formation d'un arc insulaire et d'un bassin arrière-arc, ce bassin peut former une mer marginale.
Conséquences liées à cet affrontement
Dans les zones de subduction, les roches magmatiques que l'on trouve au niveau de la plaque subductée sont des basaltes, des gabbros, et des péridotites. On y trouve aussi des sédiments.
Transformations minéralogiques (métamorphisme)
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 : l'augmentation de la pression, mais peu d'augmentation de la température.
La plaque qui s'écarte de la dorsale subit un refroidissement, une hydratation, mais peu d'augmentation de la pression.
Des minéraux 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 subductée :
- 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.
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- 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 facies éclogitique, témoignant d'un métamorphisme de Haute pression et Haute température, sont en général les marqueurs d'une subudction continentale, c’est-à-dire, que la marge continentale, attachée à la lithosphère océanique subduite, a elle aussi subi une subduction.
Conséquences de la subduction et du métamorphisme associé
Tout d'abord, les marqueurs métamorphiques, sont de très bons indices de terrain pour connaitre 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 (terre). 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 entierement recyclées par subduction. Ceci pose alors de nombreux problèmes aux géologues voulant étudier la dynamique des plaques lithospheriques au cours des temps anciens, car les données contenues par les croûtes océanique 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 subductée 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 1000°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.
Zones de subduction
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 de la plaque de Nazca sous la cordillère des Andes ;
- 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 la marge indonésienne de l'océan Indien, à l'origine du séisme et du tsunami du 26 décembre 2004 (plus de 250 000 morts).
Voir aussi
Articles connexes
- La théorie de l’expansion terrestre, qui nie le phénomène de subduction.
Liens externes
Catégorie : Tectonique
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