Les zones de subduction

Les zones de subduction sont les zones où la lithosphère océanique coule dans le man- teau terrestre (Figure 1.4). Elles sont associées à des fosses océaniques dont la profon- deur varie en fonction de la courbure et de l’angle de plongement de la plaque (Bara- zangi & Isacks, 1979). Les zones de subduction ont une longueur totale estimée entre 81 000 km (Barazangi & Isacks, 1979) et 51 000 km (Bird, 2003) et permettent la mise en

place de 5,6 km3 de roches volcaniques calco-alcalines et plutoniques par an. Même si

elles sont moteurs dans la création de croûte continentale, elles sont responsables de la

disparition de 80 % de la surface terrestre à une vitesse de 0,086 m2/s_{(Bird, 2003).}

Les différents types de zones de subduction. On observe 2 types de subductions

majeures. Les subductions océan/continents sont les majoritaires à l’heure actuelle (Andes, Japon, Rocheuses,...). Le relief associé à la collision est important comme en témoigne la chaîne Andine. Les roches magmatiques sont plus différenciées lors d’une subduction continent/océan (andésites à rhyolites dans les Andes) que dans les arcs in- sulaires (basaltes, andésites basiques). Alors qu’au niveau des subductions océan/océan (Figure 1.15), les subductions sont plus simples, en convergence pure avec des taux de convergences entre 5 cm/an à 13 cm/an (Gerya, 2011). Ces subductions sont associées à des ouvertures de bassins arrière-arc comme au niveau de la fosse des Mariannes (Leat & Larter, 2003). Elles représentent 40 % des subductions totales et 17 000 km de lon- gueur (Leat & Larter, 2003) et sont moins étudiées que les autres subductions en raison de leur accessibilité. Leurs reliefs sont peu importants et présentent des arcs insulaires qui ont une forme concave (Figure 1.15) (Gerya, 2011). Ces arcs peuvent ensuite entrer en collision avec des marges continentales créant des enregistrements structurels et de compositions discernables dans les orogènes continentaux comme en Himalaya (Burg, 2011).

FIGURE1.15 – Localisation des zones de subduction intra-océaniques ac-

tuelles. Les fosses de ces systèmes en subduction sont indiquées par des lignes noires et un numéro correspondant à la classification de Leat & Larter (2003). 1. MacQuarie, 2. Tonga-Kermadec, 3. Vanuatu, 4. Solomon, 5. New Britain, 6. Halmahara, 7. Sangihe, 8. Ryuku, 9. Mariane, 10. Izu- Bonin, 11. Aleutian, 12. Lesser Antilles, 13. South Sandwich par Gerya

(2011)

Si le relief observé au niveau des ces limites ne pourra pas être retrouvé dans les mo- dèles de convection, leur géométries et la mise en place des bassin arrière arc demeure un élément observable.

Les forces exercées au niveau des zones de subduction. Le plan de plongement d’une

plaque dans le manteau est décrit par l’observation des foyers sismiques sur un plan de Wadati-Benioff jusqu’à 700 km de profondeur (Isacks et al., 1968; Rees & Okal, 1987) voir plus (van der Hilst et al., 1997; Grand, 2002). Au delà de cette profondeur, il n’y a quasiment plus de séismes. A l’inverse des dorsales, la tomographie sismique a cette fois-ci permis de montrer la continuité et le rôle actif des zones de subduction dans la dynamique terrestre (Figure 1.14). En effet, la plaque plongeante ne s’arrête pas à 700 km (Grand et al., 1997) : la tomographie sismique met en évidence des anoma- lies de vitesses dans le manteau qui peuvent être interprétées comme des variations de température puisqu’une augmentation de température induit une diminution des

vitesses et inversement. Ces ralentissements ont permis d’identifier différentes mor- phologies de plaques plongeantes qui franchissent le manteau : par exemple, 10 % de subductions plates sont observées (Gutscher et al., 2000), certaines stagnent à la zone de transition à environ 670 km, certaines sont très verticales (Figure 1.16). D’un point de vue dynamique, la diversité est aussi importante avec des plaques plongeantes en “rollback” c’est-à-dire en retrait : la plaque plongeante recule, d’autres avancent ou stagnent (Heuret & Lallemand, 2005).

La dynamique des plaques plongeantes est évaluée par le rapport entre les forces ré- sistantes qui agissent sur la plaque plongeante et les forces de mise en mouvement qui dépendent de la profondeur, du taux de subduction et de son évolution à long terme (Billen, 2008) et qui sont résumées dans la Figure 1.17 ci-dessous.

Comment se met en place une zone de subduction ? Il n’est pas facile de donner un

mécanisme clair de mise en place d’une zone de subduction et en particulier une zone de subduction intra-océanique. Une instabilité gravitationnelle d’ancienne plaque est toujours considérée comme la raison principale à une initiation de subduction (Da- vies, 1999). Néanmoins, en considérant une instabilité gravitationnelle favorable et une poussée de la dorsale, la flexure de la lithosphère empêche la subduction d’apparaître spontanément (McKenzie, 1977). Il est intéressant de se demander quelles forces et in- stabilités peuvent générer une subduction. Sur ce point, de nombreuses hypothèses sont proposées : la rupture d’une plaque au niveau de la marge passive (Mueller & Phillips, 1991), la transformation d’une faille transformante en fosse (Casey & Dewey, 1984), la surcharge topographique (Erickson, 1993), la convergence forcée (Gurnis et al., 2004), la convection à petite échelle (Solomatov, 2004), les interactions des panaches avec la lithosphère (Ueda et al., 2008), la présence d’eau dans la lithosphère (van der Lee et al., 2008), la pré-existence de zones fragilisées (Toth & Gurnis, 1998), etc ... De plus, la subduction est complètement dépendante de la composition et de la géomé- trie des plaques tectoniques, des couches visqueuses, des variations de densité et de la rhéologie du manteau et de la plaque plongeante ainsi que des courants voisins as- cendants et descendants (Billen 2008 ; Figure 1.18). De nombreux paramètres viennent

FIGURE1.16 – Différentes structures de plaques plongeantes par sections mantelliques verticales au niveau de a. l’arc héllénique, b. Sud Kurile, c. Izu Bonin, d. Sunda (Java), e. le nord des îles Tonga et f. l’Amérique Cen-

FIGURE 1.17 – Schéma résumant les forces engendrées par la subduc-

tion. Les plaques subductantes sont tirées vers les zones de subduction avec une force équivalente à l’excès de poids de la partie supérieure la partie mantellique de la plaque. Cela suggère que les plaques plon- geantes doivent rester physiquement intactes dans le manteau supérieur et qu’elles se détachent dans le manteau inférieur. Leur excès de poids est supporté par le manteau visqueux qui se déforme et s’écoule en réponse à ce poids. Le flux mantellique induit par la plaque plongeante exerce des tractions en base des plaques qui les entraînelt vers les zones de subduc-

FIGURE1.18 – Schéma des processus impliqués dans un système de sub- duction par Billen (2008).

donc complexifier la vision simpliste de ce début de paragraphe.

D’un point de vue rhéologique, la masse volumique moyenne de la lithosphère océa-

nique est de 2900 kg/m3 pour la croûte et 3300 kg/m3 pour la partie mantellique et la

masse volumique de l’asthénosphère sous-jacente est de 3300 kg/m3. Une vision ima-

gée permet de voir la lithosphère comme un flotteur sur le manteau. Pour initier un mouvement descendant, elle doit donc avoir une masse volumique supérieure à l’as- thénosphère. Cela se produit au niveau de la dorsale. En effet, nous avons vu précé- demment que la lithosphère océanique se refroidit et atteint 9 fois l’épaisseur de la croûte lorsqu’elle s’éloigne de la dorsale. Sa masse volumique devient supérieure à la masse volumique de l’asthénosphère donc elle s’enfonce alors dans le manteau. Pour une croûte de 7 km par exemple, cela implique 70 km d’épaisseur de lithosphère océa- nique, ce qui est généralement observé pour des lithosphères de 100 Ma.

Néanmoins, lorsque la subduction commence à s’initier, la lithosphère se réchauffe ce qui peut amener à une diminution de densité et un arrêt de la subduction (Doin & Henry, 2001). Cependant, lorsque la croûte s’éloigne de la dorsale et est entraînée

dans le manteau, le basalte (2800 kg/m3) et le gabbro initial est métamorphisé à basse

FIGURE1.19 – Schémas illustrant les géométries variables des failles trans- formantes entre les segments de dorsale qui dépendent des angles de fric- tion entre les limites et de la direction du mouvement par Wilson (1965).

préalable de l’eau, car hydratés par le contact avec l’eau de mer avant subduction)

en schistes verts, schistes bleus puis en éclogite (3400 kg/m3). Cette dernière transfor-

mation permet de libérer de l’eau dans la lithosphère dont la densité devient encore supérieure à la densité du manteau. Cela permet une traction de la subduction avec une augmentation de la vitesse d’environ 10 %. La croûte subductée ne se mélange pas avec le manteau, cette force de traction perdure et permet d’expliquer l’entraînement

de croûte continentale peu dense (2700 kg/m3) en subduction à plus de 150 km de pro-

fondeur (Chemenda et al., 1996). La traction au niveau d’une zone de subduction est environ de 25 000 N/cm ce qui est dix fois plus important que la poussée d’une dorsale

et permet de tracter environ 60 kg/m3 en moyenne.