Une nouvelle étude permet de mieux comprendre où et comment s’initient les zones de subduction, étape majeure du cycle de Wilson. Il apparait que l’héritage tectonique et magmatique des marges continentales influencent fortement la localisation des zones de subduction soit en pied de marge, soit en domaine intra-océanique.
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La tectonique des plaques est régie par un grand cycle d'ouverture et de fermeture océanique. C'est ainsi que se succèdent les supercontinents au fil des millions d'années. Le cycle de Wilson fait donc intervenir alternativement deux processus tectoniques majeurs : la déchirure continentale, suivie par l'ouverture d'un océan, et l'initiation d'une zone de subductionzone de subduction qui va refermer le domaine océanique précédemment formé.
De la déchirure continentale à la fermeture océanique : le cycle de Wilson
Le mécanisme de déchirure continentale est connu sous le terme de rifting continental. Cette étape cruciale du cycle de Wilson est caractérisée par des mécanismes extensifs qui vont progressivement étirer la croûte continentale jusqu’à la rupture. L'amincissement puis la déchirure de la lithosphère continentale vont être associées à une remontée du manteaumanteau asthénosphérique qui va engendrer la création d'une nouvelle dorsale océanique au point de rupture. Un nouvel océan est né. Au fur et à mesure, l'accrétionaccrétion de croûte océanique au niveau de cette dorsale va faire grandir cet océan et s'éloigner les deux nouveaux continents issus de cette fragmentation.
Les bordures continentales sont alors appelées des « marges ». L'architecture de ces marges est très variable et va dépendre notamment de la quantité de magmamagma mise en jeu lors du processus d'extension, d'amincissement et de rupture. On différencie ainsi les marges riches en magma des marges pauvres en magma. Ces dernières sont caractérisées par une prédominance de processus tectoniques. Ici, ce n'est pas le magma qui va permettre d'accommoder l'extension extrême que subit la lithosphère continentale, mais le jeu de grandes faillesfailles qui vont doucement amener le manteau jusqu'à la surface, sans processus de fusionfusion. Ce phénomène est connu sous le nom d'exhumation mantellique. La découverte de ce mécanisme, qui est également observé au niveau de certaines dorsales océaniques, est relativement récente et date des années 1980.
À l'autre bout du cycle de Wilson se trouve la subduction. Car la TerreTerre étant une sphère, il est impossible d'écarter à l'infini les continents. Quand il y a ouverture océanique d'un côté, de l'autre il y a nécessairement fermeture. La fermeture d'un océan est gouvernée par des forces compressives qui vont engendrer la création d'une zone de subduction : la plaque océanique passe sous une autre plaque, océanique ou continentale. Ce processus permet la convergence des massesmasses continentales, qui peut se solder par une phase de collision. Le cycle est bouclé et va recommencer avec une nouvelle phase d'extension.
La quantité de magma : un point crucial pour l’initiation d’une subduction
Cependant, les mécanismes régissant l'initiation d'une zone de subduction sont encore mal compris. La question des facteurs déterminant la localisation des zones de subduction est toujours d'actualité. Une équipe internationale de chercheurs, menée par Antoine Auzemery de l'Université d'Utrecht, a montré que la nature des marges continentales, et notamment la façon dont elles se sont développées dans le passé, influence fortement l'endroit où une nouvelle subduction va s'initier.
Leur étude, dont les résultats ont été publiés dans la revue Gondwana Research, se base sur la génération de modèles numériquesmodèles numériques. Les chercheurs ont ainsi testé la sensibilité de l'initiation d'une subduction dans deux contextes différents : celui d'une ancienne marge riche en magma et celui d'une marge pauvre en magma.
Une question de résistance de la lithosphère
Il apparait que, dans le cas d'une marge pauvre en magma, la présence de manteau exhumé et serpentinisé induit un découplage rhéologique à la base de la croûte continentalecroûte continentale. En contexte compressif, cette zone de faiblesse va localiser la déformation sous la forme d'une grande zone de cisaillement se propageant jusque dans le manteau. Cette zone d'intense déformation va servir d'amorce pour l'initiation d'une zone de subduction, qui sera alors localisée au pied de la marge continentale. On parlera alors de marge active. Les Alpes résultent de cette configuration et de la subduction, au niveau de la marge adriatique pauvre en magma, de la croûte océanique du petit océan de la TéthysTéthys alpine.
À l'inverse, les marges riches en magma, qui présentent généralement un important empilement de roches magmatiquesroches magmatiques, ont une résistancerésistance à la déformation bien plus importante. Les différents niveaux géologiques sont couplés, ce qui empêche le glissement d'un niveau par rapport à l'autre. Dans ce contexte rhéologique, la déformation ne va donc pas se localiser au niveau de la marge continentale mais va être transférée dans un domaine moins résistant. La subduction va ainsi s'initier préférentiellement au sein même de la croûte océanique, le long de failles préexistantes. On parle alors de subduction intra-océanique. Cette configuration a également eu lieu au sein de la Méditerranée. Les marges riches en magma Dinarides et Hellenides, actuelle côte est de la mer Adriatique, témoignent de la fermeture d'un ancien océan, l'océan Neothétys, par initiation d'une subduction intra-océanique il y a 160 à 180 millions d'années.
