Enfin, il faut signaler l´existence d’un dernier marqueur tectonique, ou plus exactement tectono-sédimentaire, dans les zones de subduction que l’on appelle un prisme d´accrétion. Ce dernier est constitué de roches sédimentaires ( pp15) stoppées par un butoir résistant ( « backstop », marge continentale ou arc magmatique) et dont l´accumulation va produire une structure tectonique remarquable. Ces sédiments sont eux-mêmes des témoins géologiques de la convergence ; ils sont d’origine variée, sédiments océaniques, sédiments détritiques d’origine continentale, produits volcaniques érodés sur la marge chevauchante. On retrouve, dans le prisme d’accrétion, des plis, des failles inverses, des chevauchements, qui témoignent de la déformation qui affecte ce domaine qui est raccourci et épaissi.
Les marqueurs métamorphiques de la subduction
Les zones de subduction sont caractérisées par le développement de domaines métamorphiques contrastés. En effet, les conditions thermiques sont différentes ( pp16) dans la partie sous-charriée ( métamorphisme HP et BT) et dans la marge chevauchante ( métamorphisme BP et HT) :
-Des magmas basiques ( gabbros) cristallisent à la base de la marge chevauchante ( pp17) : ils sont représentés en noir sur le schéma. Cette mise en place de magmas basiques surchauffe ( transfert de chaleur par les magmas) la croûte encaissante. Il en résulte un métamorphisme ( noté M) de haute température avec formation de migmatites et fusion partielle ( formation de liquides granitiques).
Dia ( 8.jpg) : gabbro lité ( magma de la base de la croûte) extrait du manteau partiellement fondu en présence d’eau.
Dia ( 9.jpg) : fusion partielle de la croûte continentale ( anatexie). Noter la présence d’une enclave de roches basiques ( de type gabbro).
Dia ( 10.jpg) : filons de granites : remontées de magma acide issu de la fusion partielle de la croûte continentale profonde et mis en place dans les roches métamorphiques de la croûte supérieure. Les liquides collectés et transférés par ces filons pourront donner naissance à des plutons de granites.
-Dans la lithosphère océanique qui subducte, les roches sont déjà dans le faciès des schistes verts ( SV), donc riches en chlorite et actinote ( métamorphisme océanique, cf programme de 1e S). Lors de leur enfoncement ( sous-charriage) elles seront progressivement portées dans les conditions des faciès des schistes bleus ( SB), donc riches en glaucophane ( amphibole sodique qui est un minéral moins hydraté qu’une chlorite), et enfin dans les conditions du faciès des éclogites ( E) où prédominent des minéraux anhydres comme la jadéite et le grenat. Toutes ces transformations minéralogiques s’accompagnent donc d’une déshydratation progressive. De même, les sédiments portés par la lithosphère en subduction vont progressivement se déshydrater en devenant des roches métamorphiques de haute pression et basse température. Ce sont ces fluides libérés qui vont permettre la fusion partielle du manteau de la marge chevauchante.
Dia ( 11.jpg) : lame mince ( L.N.) dans un méta-gabbro océanique. On observe le plan de foliation soulignée par des minéraux déformés, en particulier feldspaths, amphiboles ( actinotes) et chlorites de couleur vert foncé.
On remarque ici l´intérêt géologique de l´étude des zones de subduction : tous les phénomènes géologiques y sont couplés. En effet, la subduction de la lithosphère océanique hydratée génère des transformations métamorphiques qui libèrent des fluides. Ces derniers hydratent le manteau sus-jacent et provoquent sa fusion partielle. En conséquence se forment des liquides magmatiques qui pourront soit s’épancher en surface ( volcanisme des marges actives) soit être stockés et cristalliser au sein de la croûte chevauchante. La cristallisation de ces magmas basiques ( gabbros) va libérer une importante quantité de chaleur et la croûte continentale encaissante va, à son tour, être métamorphosée et fondre partiellement. Il y a donc couplages entre transferts de matière, de fluides et de chaleur.
Dia ( 12.jpg) : roche métamorphique dans le faciès des Schistes Bleus. Lame mince ( LPNA). La glaucophane se développe ici entre des cristaux de lawsonite ( silicate calcique hydraté ) .
Dia ( 13.jpg) : métagabbro à glaucophane. Lame mince ( LPNA). La glaucophane se développe autour, et à partir, de reliques de pyroxène magmatique que l’on peut encore apercevoir au centre des couronnes. Les anciens plagioclases magmatiques sont remplacés par des épidotes ( silicates calciques, ici à fort relief ) .
Dia ( 14.jpg) : bloc d’éclogite. On y distingue le grenat rose et la jadéite verte.
La connaissance de la minéralogie des roches subduites est établie de deux façons :
-Des études expérimentales, au laboratoire, où l´on soumet un échantillon de chimie donnée aux conditions de pression et température des zones de subduction.
-Des observations directes des roches métamorphiques échantillonnées le long du plan de Benioff ( pp18 : localisation des lieux d’affleurements de schistes bleus ou d’éclogites dans des zones de subduction actuelles) et qui sont exhumées par des processus tectoniques au sein de prismes d’accrétion d’échelle crustale comme par exemple en Californie ou dans les Caraïbes ( pp19). Certains de ces échantillons peuvent également être ramenés en surface sous forme d’enclaves au sein de roches volcaniques, quand un volcanisme explosif recoupe une lithosphère en subduction ( cordillères Américaines).
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