La Subduction SVT

La subduction

La subduction est le phénomène géodynamique d’enfoncement de la lithosphère océanique au sein du manteau sous-jacent. Ce processus, qui caractérise les frontières de convergence entre deux lithosphères océaniques ou entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale, entraîne des conséquences géologiques spectaculaires concentrées le long de zones très étroites.

I – Un processus inexorable aux manifestations spectaculaires

1) Des marqueurs caractéristiques

• Les frontières convergentes en subduction sont toujours caractérisées par la présence d’une fosse océanique étroite et de grande profondeur (- 11 000 m dans la fosse des Mariannes, - 8 000 m dans la fosse du Pérou-Chili…). Elles sont, pour les 4/5 d’entre elles, localisées autour de l’océan Pacifique. Le cinquième restant correspond à la fosse de Java-Sumatra, à la fosse de Porto Rico et des Antilles, à celle des îles Sandwich du Sud, ainsi qu’à celles de la Méditerranée.

• Les subductions intra-océaniques sont jalonnées s’un arc d’îles volcaniques ; par contre, les subductions situées en bordure d’une lithosphère continentale, appelées marges continentales actives, créent des reliefs montagneux comme les Andes. Dans tous les cas, l’activité sismique et volcanique y est très importante, et le flux thermique inégalement distribué.

2) Une signature sismique

• Le plongement de la lithosphère océanique froide, dense et rigide dans le manteau sous-jacent, crée de nombreux et violents séismes jusqu’à 670 km de profondeur. Au-delà de cette limite, les roches se comportent de manière plastique et le glissement de la lithosphère océanique n’engendre plus de séismes. La distribution géométrique des foyers sismiques matérialise le plan de subduction, appelé plan de Benioff et indique l’orientation géographique du plongement de la plaque en subduction.

• L’enfoncement rapide (quelques cm/an) ne permet pas aux roches de la lithosphère océanique de se rééquilibrer thermiquement au contact de celles de l’asthénosphère. C’est donc un panneau froid et dense qui s’enfonce dans le manteau plus chaud, provoquant des anomalies de vitesse des ondes sismiques décelables en tomographie sismique. Cette méthode permet ainsi de suivre les panneaux plongeants : certains s’aplatissent en bas de l’asthénosphère vers 670 km, d’autres au contraire peuvent pénétrer bien au-delà de cette limite et descendre dans le manteau inférieur vers 2 900 km.

3) Le plongement d’une lithosphère océanique froide et dense

• Au fur et à mesure de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. L’abaissement en profondeur de l’isotherme 1 300 °C, qui marque la base de la lithosphère océanique, implique un épaississement progressif par ajout d’une semelle de manteau froid d’épaisseur croissante.

• Cette semelle de manteau froid joue le rôle de lest qui augmente progressivement la densité moyenne de la lithosphère océanique. Ainsi, dès 30 millions d’années, une lithosphère océanique à croûte mince (5 km) voit sa densité devenir supérieure à celle de l’asthénosphère sous-jacente : sa subduction devient inexorable. Cependant, bien qu’elle ait une viscosité inférieure à celle de la lithosphère, l’asthénosphère est solide ; elle exerce donc une gigantesque résistance mécanique à l’enfoncement, qui retarde souvent la subduction de plusieurs dizaines de millions d’années. L’âge de la lithosphère océanique en surface n’excède cependant jamais 180 millions d’années.

• Au cours de leur enfoncement au sein du manteau, les roches de la croûte océanique se transforment en éclogites, ce qui augmente encore la densité moyenne de la lithosphère.

• Ainsi, la force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue le moteur essentiel de la tectonique des plaques.

4) Subduction intra-océanique et marge active continentale

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