La subduction


Carte bathymétrique mondiale avec les séismes de magnitude supérieure à 6 (M>6) depuis 1900 et les séismes de magnitude supérieure à 8.5 (M>8.5) en jaune. © Stéphane Dominguez & Serge Lallemand, Geosciences Montpellier.

Les zones de subduction représentent un des traits majeurs de la dynamique terrestre. Elles bordent principalement le Pacifique et l'Indonésie (87%, 49 750 km), les Caraïbes et les îles Sandwich du Sud (9%, 5 000 km), ou encore la Méditerranée et le Makran (4%, 2 300 km) et sont caractérisées à la fois par une fosse océanique profonde le long des côtes, qui peut dépasser la dizaine de kilomètres (Mariannes et Philippines), de nombreux séismes et des volcans actifs généralement explosifs. Du fait de cette activité sismique et volcanique, ces marges continentales sont dites actives. L’ensemble de ces caractéristiques ne sont que diverses facettes du même processus de subduction qui correspond également à la convergence de deux plaques tectoniques, dont le taux varie en moyenne entre 1 et 10 cm/an, voire exceptionnellement 24 cm/an (respectivement Sicile, Japon, Tonga).

  • Subduction "plate" au Chili central (32°S) associée à de la compression arrière-arc. Les triangles rouges représentent les volcans actifs.
  • Subduction verticale dans les Mariannes (17°N) permettant l'ouverture d'un bassin arrière-arc : le Bassin des Mariannes. Les triangles rouges représentent les volcans actifs.
  • Subduction à faible pendage au Japon (38°N) associée à de la compression arrière-arc. Les triangles rouges représentent les volcans actifs.
  • Subduction à fort pendage dans les Tonga (24°S) permettant l'ouverture d'un bassin arrière-arc : le Bassin de Lau Les triangles rouges représentent les volcans actifs.


Les premières découvertes ayant mis, au XX° siècle, les scientifiques sur la voie de la compréhension du processus de subduction sont dues à deux sismologues, le Japonais Kiyoo Wadati et l’Américain Hugo Benioff. Ils ont observé, respectivement en 1935 et 1954, que la répartition des foyers des séismes formait un plan incliné sous les continents jusqu'à environ 700 km de profondeur : le plan dit de Wadati-Benioff. Mais ce n’est que plus tard, lorsque la dynamique terrestre a été comprise globalement dans le cadre de la tectonique des plaques, que le plan de Wadati-Benioff a pu être interprété comme la matérialisation d’une plaque lithosphérique en subduction.

Ainsi, la lithosphère océanique, formée au sein des dorsales océaniques, est transportée, avec le manteau sous-jacent, à la vitesse de quelques centimètres par an et finit, après un voyage de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres et de plusieurs dizaines de millions d’années, par sombrer et disparaître au sein des zones de subduction. On observe à la surface de la Terre deux types de situations : la subduction océan-continent où la lithosphère océanique passe sous un continent (Andes, Aléoutiennes, Japon… ) et la subduction océan-océan où deux lithosphères océaniques se chevauchent. Dans ce cas, apparaît un archipel d’îles volcaniques (Mariannes, Bonin, Tonga, Nouvelles Hébrides… ). Du côté opposé à la fosse, l’arc insulaire délimite un bassin, dit bassin arrière arc qui peut être le lieu d’une expansion océanique.

Anatomie d'une zone de subduction océanique


Vue schématique d'une marge continentale active avec le coin du manteau convectif (au-dessus de la plaque océanique en subduction) qui alimente des chambres magmatiques, puis des volcans. A la base du prisme d'accrétion (encadré), on observe à la fois de l'érosion tectonique et de l'accumulation sédimentaire : sous plaquage. © d'après Lallemand et al. (2005), CNRS-INSU

La structure des zones de subduction est spécifique :
•    La fosse marque la limite de plaque cartographique. Souvent profonde, elle est le lieu du fléchissement de la lithosphère océanique avec un "mur" externe du côté de la plaque plongeante et un "mur" interne du côté de la plaque chevauchante.
•    Selon les cas, le front de la plaque chevauchante est le lieu soit d’une accrétion tectonique : les sédiments portés par la plaque plongeante sont "rabotés" par la convergence des deux plaques et incorporés dans un prisme d'accrétion ; soit d’une subsidence (enfoncement) lorsque que la plaque chevauchante, rabotée à sa base par la plaque en subduction, se fracture avec parfois apparition de failles normales en bordure de plaque. Les campagnes océanographiques des dernières dizaines d’années ont révélé l’expulsion de fluides "froids" au front des marges et dans certains cas la présence de volcans de boue.
•    La zone dite "avant-arc", située entre l'arc volcanique et la fosse, comprend la plupart du temps un bassin avant arc localisé entre le littoral et le prisme d'accrétion quand il est présent. Ce bassin est alimenté par les sédiments terrigènes provenant de l'arc volcanique et/ou de la chaîne côtière.
•    L'interface entre les plaques en convergence comprend les sédiments non accrétés de la plaque plongeante mais aussi parfois ceux arrachés à la plaque supérieure. On parle de chenal de subduction.
•    Le plan, ou interface de subduction marque le contact et la zone de glissement entre les deux plaques. Le cisaillement peut être localisé sur quelques dizaines de centimètres ou distribué sur toute l'épaisseur du chenal de subduction.
•    En plongeant la plaque en subduction délimite au-dessus d'elle un coin de manteau entraîné dans la subduction et percolé par les fluides issus de la plaque plongeante.
•    Enfin, la chaîne volcanique surplombe le coin de manteau convectif.

Les zones de subductions offrent un large spectre de morphologies des plus étroites et profondes aux plus plates et étendues. Leur longévité, des dizaines à des centaines de millions d’années, a des conséquences importantes sur leur structure, elle en a aussi en terme de croissance continentale ou de construction d’arcs volcaniques et parfois également en terme de réduction de continents par la tectonique et l’érosion.