La subduction des plaques océaniques

La surface de la Terre est recouverte au deux tiers par les océans, dont la profondeur est comprise entre 4000 et 4500 mètres. Ils reposent sur des plaques lithosphériques relativement jeunes, produites dans de longs édifices volcaniques que sont les dorsales océaniques. Elles glissent des deux côtés jusqu’au moment où elles s’enfoncent dans le manteau terrestre. Ce naufrage s’appelle la subduction. L’Atlantique est un océan jeune, ouvert durant le Jurassique et le Crétacé, dont les plaques ne sont pas en subduction, sauf du côté des Antilles et des îles Sandwich. En fait, ces plaques sont des parties océaniques des plaques des Amériques, de l’Eurasie et de l’Afrique. L’océan Pacifique est beaucoup plus ancien, puisque son ouverture a commencé il y a plus de 720 millions d’années, à la fin d’une époque appelée le Tonien. Ses plaques sont purement océaniques et sont en subduction.

La structure d’une plaque océanique

Le Pacifique comprend quatre plaques. Celle dite pacifique, la plus grande, se déplace à peu près vers le nord-ouest à la vitesse de 8,1 centimètres par an, par rapport à la plaque africaine. La plaque de Nazca, plus petite, se déplace dans le sens opposé à 7,5 cm/an. Elle est en subduction sous l’Amérique du Sud. L’espace entre les deux plaques est comblé par une montée d’asthénosphère, la partie chaude et ductile du manteau. Ses roches, des péridotites, subissent une décompression adiabatique (sans perte de chaleur), ce qui provoque une fusion partielle à environ 80 km de profondeur. Le taux de fusion est de 20 %. Lors de son refroidissement, ce magma devient de la croûte océanique, d’épaisseur comprise entre 7 et 9 km.

La structure de la croûte de a la plaque de Nazca est connue jusqu’à 2 km de profondeur grâce à des forages. Sous les sédiments, se trouvent des basaltes en coussins, formés par le refroidissement de la lave au contact de l’eau, puis des filons de dolérite, qui est une version finement cristallisé du basalte. Ces filons étaient des conduits d’alimentation de la lave.

De manière générale, les sédiments ont entre 0 et 500 m d’épaisseur et une densité d’environ 2,3. Les basaltes en coussins et les filons de dolérite ont 2 km d’épaisseur et une densité de 2,7. Ce sont les ophiolites (des plaques océaniques poussées sur les continents) qui permettent de connaître ce qu’il y a dessous : du gabbro formé par refroidissement lent du magma dans des chambres magmatiques. Cette roche a la même composition chimique que le basalte mais elle est constituée de cristaux visibles à l’œil nu. Sa densité est de 3 et cette couche a 5 km d’épaisseur. Toutes ces roches constituent la croûte océanique telle qu’elle est produite par des « dorsales rapides » comme celle du Pacifique. Elle est séparée du manteau par le Moho sismique.

Des cristaux d’olivine et de pyroxènes se sont déposés à la base des chambres magmatiques, formant des péridotites litées. Elles sont en quelque sorte des roches du manteau reconstituées. Leur densité est de 3,3. En plus de l’olivine et des pyroxènes, le gabbro comprend des cristaux de feldspath plagioclase. Sous les péridotites litées, se trouvent des péridotites foliés, des roches du manteau supérieur qui ont été déformées. La lithosphère et l’asthénosphère sont constituées des mêmes roches, mais celles de l’asthénosphère sont ductiles parce qu’elles sont plus chaudes. On considère que la transformation se produit vers 1 300 °C. Au sommet de l’asthénosphère, les ondes sismiques sont légèrement ralenties. Cette région est appelée la zone à faible vitesse. Elle s’étend jusqu’à la zone de transition, qui est comprise entre 410 et 660 km de profondeur.

La discontinuité entre la lithosphère et la zone à faible vitesse a été découverte en 1924 par le sismologue Beno Gutenberg. Elle est donc souvent appelée la discontinuité de Gutenberg – mais cette même expression désigne aussi la limite noyau-manteau à 2 900 km de profondeur. Sous les bassins océaniques, la première est située entre 35 et 120 km de profondeur. Sous le Pacifique, sa profondeur se situe entre 40 et 75 km. C’est donc l’épaisseur des lithosphères océaniques, dont la croûte ne constitue qu’une partie minime. Dans la discontinuité de Gutenberg, la vitesse des ondes sismiques est réduite de 5 à 10 % sur une épaisseur qui ne dépasse pas 20 km.

Les observations montrent que l’épaisseur de la plaque pacifique augmente avec son âge. Sa partie la plus ancienne, à l’ouest, date d’environ 170 millions d’années, soit du Jurassique moyen. Elles montrent aussi que la profondeur de l’océan Pacifique augmente vers l’ouest. D’après les lois de l’isostasie, cela implique qu’avec le temps, la densité de la lithosphère océanique s’accroît. Lors de sa création sur la dorsale, la plaque est mince et chaude. Elle se refroidit quand elle s’en éloigne, si bien que la surface isotherme à 1 300 °C descend. Des péridotites de l’asthénosphère, situées sous la plaque, refroidissent et se rigidifient. Elles deviennent alors lithosphériques.

La densité de l’asthénosphère est de 3,25. Comme les péridotites de la lithosphère ont une densité de 3,30, les plaques océaniques ne devraient pas pouvoir « flotter » dessus. Elles le font au début de leur existence parce qu’elles sont surmontées d’une croûte océanique peu dense : de 2,3 à 3,0. Cependant, avec le vieillissement et l’épaississement par le bas de la plaque océanique, sa densité moyenne finit par dépasser celle de l’asthénosphère et elle est en mesure de plonger dedans. Ce serait la cause de sa subduction. On montre que son « naufrage » devrait se produire quand elle atteint les 70 millions d’années. Cependant, la partie la plus occidentale de la plaque pacifique a pu rester en surface pendant 170 millions d’années et la plaque de Nazca, dont l’âge ne dépasse pas 50 millions d’années, est en subduction sous l’Amérique du Sud. Elle s’enfonce avec un pendage inhabituellement faible qui explique la structure de la cordillère des Andes.

Pourquoi les plaques entrent-elles en subduction ?

En fait, le problème est complexe et l’initiation de la subduction reste un mystère. Une subduction véritablement spontanée, causée par la seule densité d’une plaque âgée, pourrait se produire dans une marge passive. L’ouest de l’Europe, par exemple, est limitée par un talus continental. Le sol descend jusqu’au glacis continental et la plaine abyssale, qui est le plancher de l’océan Atlantique. La lithosphère atlantique pourrait se briser à cet endroit et s’enfoncer sous l’Europe. La marge deviendrait alors active. Il n’est pas impossible que cet événement se produise au large du Portugal. Le séisme en 1755 pourrait être annonciateur de cette rupture, mais d’autres causes sont envisageables, et de fait, on ne connaît pas de marge passive qui soit « récemment » devenue active.

Des géologues ont rassemblé toutes les données dont on dispose pour les derniers 100 millions d’années et les ont publiées dans Nature Communications le 27 juillet 2020. Ils ont donc étudié les subductions qui ont commencé depuis le Crétacé supérieur. Il s’avère qu’elles se sont toutes produites dans des zones où une subduction antérieure existait et que le forçage a été horizontal. Cela veut dire que les forces tectoniques dues au mouvement des plaques lithosphérique en sont responsables, ainsi que les mouvements horizontaux de l’asthénosphère. Un forçage vertical fait intervenir la force de flottabilité des plaques et des mouvements verticaux de l’asthénosphère.

Les schémas a et b illustrent la prédominance des forces respectivement verticales et horizontales. Les trois schémas suivants montrent les trois types d’initiation de subduction. La première est qualifiée de nouvellement destructive (newly destructive) : la subduction débute là où il n’y avait aucune, comme sur une marge passive. La plaque plongeante est appelée slab en anglais. Le second type est la subduction épisodique : elle s’était arrêtée puis elle reprend. Le troisième type est l’inversion de polarité. Une plaque A s’enfonçait sous une plaque B, puis à cause de l’activation d’une faille dans la plaque B, c’est celle-ci qui s’enfonce sous la plaque A. On remarque que la plaque A s’est déchirée en profondeur, ce qui a causé un arrêt de sa subduction.

La figure b donne un exemple d’inversion de polarité récente. Il y a 10 millions d’années, la plaque eurasiatique (comprenant une partie océanique en mer de Chine méridionale) était en subduction sous celle des Philippines. Deux millions d’années plus tard, c’est cette dernière qui s’enfonce sous l’Eurasie. Deux inversions de polarité se sont également produites au nord-ouest de l’Australie, l’une il y a 50 millions d’années et l’autre il y a 10 millions d’années. La première a également vu la réactivation d’une ancienne zone de subduction. Dans les deux cas, c’est la convergence de la plaque australienne et de la plaque pacifique qui est en jeu.

On peut suivre le mouvement d’une plaque en subduction grâce aux séismes qui s’y produisent. Il y en a jusqu’à la base de l’asthénosphère et du manteau supérieur, à 660 km de profondeur. Il s’en produit même 40 km plus bas, mais de manière générale, dans le manteau inférieur, de 660 à 2900 km de profondeur, il n’y a pas de séisme. En 1935 puis en 1949, Kiyoo Wadachi et Hugo Benioff ont défini une surface le long de laquelle les hypocentres des séismes sont localisés, alors que la théorie de la tectonique des plaques n’existait pas encore.

Ils se produisent pour plusieurs raisons. Jusqu’à une centaine de kilomètres de profondeur, ils sont causés par la flexion de la plaque. De 50 à 200 km de profondeur, sa déshydratation, en libérant des fluides à haute pression, peut provoquer des séismes. Au sommet de la zone de transition, à 410 km de profondeur, l’olivine, qui est le principal composant des péridotites, acquiert une structure plus compacte : elle devient de la wadsleyite. Dans les péridotites froides de la plaque océanique, cette transformation se produit à une profondeur inférieure car elle est exothermique (elle dégage de l’énergie). Comme la transformation de ces roches augmente leur densité, la plaque est tirée vers le bas. Les contraintes d’extension qu’elle subit sont à l’origine de séismes.

Le sort des plaques dans le manteau

La limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur, à 660 km de profondeur, correspond à une transformation minéralogique : la wadsleyite, devenue de la ringwoodite à 520 km de profondeur, se dissocie en bridgmanite et en ferropériclase. Cette réaction est endothermique, si bien qu’elle se produit dans les roches de la plaque à une profondeur supérieure à 660 km. La descente de la plaque est alors gênée, voire arrêtée, par cette limite où la densité du manteau passe de 4,0 à 4,4. Des séismes dus à sa compression peuvent alors se produire.

Un autre moyen de suivre la descente des plaques est la tomographie sismique. Elle fournit des images en trois dimensions du manteau, où les zones chaudes et les zones froides apparaissent. En 2013, Yoshio Fukao et Masayuki Obayashi ont publié une étude de toutes les plaques en subduction qui fait encore référence aujourd’hui. Ils ont défini quatre types de plaques : celles qui stagnent au-dessus de la discontinuité des 660 km, celles qui arrivent à la pénétrer, celles qui restent piégées au sommet du manteau inférieur, à moins de 1000 km de profondeur, et celles qui descendent plus bas. La majorité des plaques sont du type 1 et 3, suggérant une relative stabilité. Les types 2 et 4 seraient instables ou transitoires. En fait, une subduction qui dépasse les 1000 km de profondeur ne se produit que dans les Caraïbes et l’on ne connaît pas de plaque qui ait atteint la limite noyau-manteau, bien que les géologues admettent à la quasi unanimité que c’est possible. Walter Hamilton, décédé en 2018, restait persuadé que les plaques ne pouvaient rentrer dans le manteau inférieur. Les observations présentées ici ne lui donnent pas entièrement tort : les 660 km de profondeur sont bel et bien difficiles à franchir.

************************************************************************************

Saskia Goes et al., Evidence of lower-mantle slab penetration phases
in plate motions, Nature 451, 21 February 2008.

Yoshio Fukao & Masayuki Obayashi, Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity, Journal of Geophysical Research: Solid Earth 118, 2013.

Timothy Chapman et al., The role of buoyancy in the fate of ultra-high-pressure eclogite, Scientific Reports, 2019.

Fabio Crameri et al., A transdisciplinary and community-driven database
to unravel subduction zone initiation, Nature Communications, 2020.