Subduction

Introduction

Subduction (n. f.) Terme initié par A. Amstutz, en 1951, formé du préfixe tiré du latin sub, sous, signifiant " au-dessous de ", et du latin ducere, tirer. Enfoncement de grande ampleur d'une portion de lithosphère sous une autre.

• Antonyme : Obduction.
  

Lorsque deux plaques se rapprochent (convergence) et se heurtent, l'une des deux plonge lentement sous l'autre. Il se créé alors une importante activité volcanique et sismique le long de cette zone de subduction. Le phénomène de subduction se produit le long de deux types de bordures de plaques :

• Collision de plaques océanique et continentale :

Plus fine, et plus dense, la plaque océanique glisse sous la plaque continentale plus épaisse, mais plus légère. Le magma remonte à la surface et forme une chaîne de volcans comme celle située sur la côte ouest de l'Amérique du Sud.

• Collision de plaques océaniques :

La plaque la plus vieille plonge sous l'autre (étant plus dense à cause de la quantité supérieure de sédiments déposés) En remontant à la surface, le magma forme un arc insulaire comme celui des Petites Antilles dans la mer des Caraïbes.

Les marqueurs des zones de subduction

Des reliefs particuliers

Dans tout phénomène de subduction il y a apparition de reliefs négatifs. A l'endroit où la plaque plonge (=plaque subduite) sous l'autre (=plaque chevauchante), il se créé une fosse océanique, qui devient le point le plus profond du fond marin. Cette fosse est située à la zone de flexion de la plaque plongeante. Certaines fosses comme la fosse des Mariannes atteignent 12 000m de profondeur !

De plus selon le type de subduction, des reliefs dits positifs apparaissent.

• Océan_continent :

Des chaînes de montagne appelées cordillères (longues et étroites) sont situées en bordure des océans et continents, parallèlement à la fosse. La Cordillère des Andes en Amérique du Sud atteint les 7 000m d'altitude.

• Océan_océan :

C'est un relief de basse altitude avec des arcs insulaires, chapelet d'îles volcaniques alignées parallèlement à la fosse.

Dans les zones de subduction on retrouve des reliefs aussi bien positifs que négatifs.

Disposition remarquable des séismes

Un séisme est une rupture d'un compartiment rocheux sous l'effet de contraintes. Pour qu'il y ait séisme il faut que le compartiment rocheux soit cassant, rigide et non ductile ! La lithosphère d'une épaisseur de 100km environ est rigide contrairement à l'asténosphère. Or il existe des foyers sismiques jusqu'à 700km, répartis sur un plan incliné sous le continent, ce qui signifie que dans cette zone il y a présence de lithosphère. Il existe différents angles (variables de 15 à 75°) de plongée des plaques subduites appelés Wadati-Bénioff ; on parle de plans, ou de zones de plans de Bénioff ou de Wadati-Bénioff .

Importante activité volcanique

En continuant de s'enfoncer dans le manteau, la plaque se mêle aux roches en fusion et se fond dans le magma. Sous l'effet de la chaleur et la pression, ce nouveau magma remonte et jaillit violemment à la surface. Les volcans des zones de subductions sont beaucoup plus explosifs et plus dangereux que les volcans des dorsales médio-océaniques car le magma visqueux généré par le phénomène de subduction contient de l'eau et des gaz. On retrouve deux principales roches :

• Andésite = roche magmatique volcanique, que l'on retrouve en surface ;
• Granodiorite = roche magmatique plutonique que l'on trouve en plutons en profondeur dans la croûte de la plaque encaissante.

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Voir aussi Plaque tectonique et Tectonique.

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Les mécanismes de la subduction

La lithosphère océanique formée à la dorsale est peu épaisse et chaude. En s'éloignant de la dorsale, elle se refroidit par conduction. Ce faisant, l'asténosphère qui est située en dessous se refroidit également. Comme la limite asténosphère_lithosphère est une limite thermique, la partie supérieure du manteau asténosphérique devient du manteau lithosphérique - donc de la lithosphère - lorsque sa température devient inférieure à 1 300 - 1 200 °C. La lithosphère océanique, en séloignant de la dorsale, s'épaissait donc aux dépens de l'asténosphère.
Tout matériau soumis à un refroidissement voit sa densité augmenter. Le manteau lithosphérique est plus dense que le manteau asténosphérique. Lorsque l'épaisseur de la lithosphère océanique dépasse 50km, sa densité devient supérieure à celle de l'asténosphère ; comme celle-ci est déformable, la lithosphère océanique a naturellement tendance à s'y enfoncer. Une lithosphère océanique âgée, donc épaisse et dense, s'enfonce spontanément dans l'asténosphère. Ainsi s'initie la subduction.
Cette force de traction liée à l'enfoncement de la lithosphère océanique est le moteur essentiel du mouvement des plaques.

Origine du magma

A 100km de profondeur et pour une température d'environ 1 000°C en présence d'eau la péridotite des zones de subduction fusionne partiellement pour former un magma de type andésique à la surface. On considère que ce magmatisme est à l'origine d'une quantité importante matériau de la croûte continentale.
Seulement d'où provient cette eau ?
Tout repose sur la présence dans la lithosphère qui entre en subduction de minéraux hydroxylés, et ce, particulièrement dans la croûte. Leur présence s'explique si on remonte l'histoire de la lithosphère océanique jusqu'à sa naissance à la dorsale. La croûte tout juste formée par refroidissement du magma émis aux dorsales est soumise à des forces extensives et se fracture. Elle est alors le siège d'une importante circulation d'eau de mer. Les gabbros de la croûte sont encore à une température élevée (600-800°C) Dans ces conditions, des réactions à l'état solide ont lieu entre les minéraux du gabbro et l'eau de mer. Les pyroxènes et les feldspaths plagioclases réagissent entre eux pour donner un nouveau minéral hydraté (incorporation d'eau sous forme de fonctions OH²), l'amphibole :

Pyroxène + Plagioclase + H₂0 = amphibole (hornblende)

A cette genèse de nouveaux minéraux par recristallisation à l'état solide, on donne le nom de métamorphisme. Il s'agit ici d'un métamorphisme hydrothermal (lié à la circulation d'eau de mer) de haute température et de basse pression. Les gabbros sont devenus des métagabbros hydroxylés. Si la circulation d'eau de mer affecte le manteau, l'olivine de la péridotite est transformée en un minéral hydraté, la serpentine. La péridotite devient une serpentinite.
En s'éloignant de la dorsale la croûte refroidit, de nouveaux minéraux hydroxylés se forment : chlorite et actinote.
En plongeant dans le manteau, la lithosphère subduite se réchauffe lentement au cours de sa progression mais subit surtout des pressions de plus en plus grandes. Les minéraux hydroxylés des métagabbros sont, dans ces nouvelles conditions, instables et de nouvelles cristallisations s'effectuent traduisant un nouveau métamorphisme. Ce métamorphisme des zones de subduction est dit de haute haute pression et de basse température. Il conduit à de nouveaux minéraux. D'abord une amphibole bleue, le glaucophane, et finalement le métagabbro devient une éclogite, roche formée par l'association de deux minéraux : grenat et jadéite. La caractéristique des réactions de ce métamorphisme est qu'elles aboutissent à des minéraux anhydres et donc libèrent de l'eau. C'est cette eau qui, en imprégant les péridotites de la plaque chevauchante, va entraîner une fusion partielle.

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