thumb|400px|Coupe schématique d'une zone de subduction avec présence d'un bassin arrière-arc.
La subduction est un processus géodynamique par lequel une plaque lithosphérique s’enfonce sous une autre plaque de densité plus faible. Il s’agit le plus souvent d’une plaque océanique qui s’enfonce sous une plaque continentale, ou sous une autre plaque océanique plus récente, dans un contexte de convergence lithosphérique.
La plaque qui s'enfonce est la plaque plongeante, l'autre est la plaque chevauchante. La plaque plongeante est aussi dite subductante (elle « subducte » sous l'autre, qui la « chevauche »), subductée ou subduite. On la dénomme parfois par l'anglicisme slabLe mot slab est originellement un nom commun anglais signifiant simplement « dalle, plaque »..
La subduction océanique met en jeu une lithosphère océanique qui s'incurve et plonge sous une autre lithosphère (océanique dans le cas d'une subduction océan-océan, continentale dans le cas d'une subduction océan-continent) avant de s'enfoncer dans le manteau terrestre. Ce processus se produit lorsque la lithosphère océanique en refroidissement devient plus dense que l'asthénosphère sous-jacente.
La côte ouest de l'Amérique du Sud (cordillère andine) est un bon exemple, très étudié du fait des risques sismiques et volcaniques. La subduction d'une plaque plongeante sous une autre entraîne en effet de nombreuses conséquences, comme un épaississement crustal, un volcanisme andésitique (à dominance explosive) et la formation de plis et de failles entrainant une forte sismicité.
La subduction continentale (subduction continent-continent) se produit en début de collision continentale. Une lithosphère continentale, entraînée par une lithosphère océanique subduite dont elle est solidaire, s'enfonce sous une autre lithosphère continentale (par exemple, la plaque Indienne sous la plaque Eurasienne formant la chaîne de l'Himalaya). Au-delà de , le plongement de cette lithosphère cesse, les contraintes compressives croissantes sont telles que la croûte continentale forme des écailles tectoniques qui se désolidarisent du manteau (origine des chaînes de collision assimilables à un prisme orogénique) ou que la lithosphère océanique chevauche la lithosphère continentale (origine des zones ou des chaînes d'obduction).
Généralités
vignette|Carte mondiale des principales plaques, massifs et chaînes de montagnes, et zones de subduction. La lithosphère, zone rigide supérieure de la Terre interne, comprenant la croûte et une partie du manteau supérieur, est découpée en plaques lithosphériques qui se déplacent les unes par rapport aux autres. Au niveau des dorsales océaniques, les plaques divergent, et du plancher océanique est produit, ce qui augmente la surface des océans. La surface terrestre étant constante (le volume de la Terre ne change pas significativement au cours des temps géologiques), il est nécessaire que du plancher océanique disparaisse par ailleurs. Ce phénomène se produit au niveau des zones de subduction, où les plaques océaniques plongent à l'intérieur du globe.
La plaque qui plonge en subduction est dans 84 % des cas une plaque océanique, qui a une densité élevée. Elle peut plonger sous une plaque continentale ou sous une autre plaque océanique. Les causes de la subduction sont à rechercher dans la différence de densité entre la plaque subduite et le manteau asthénosphérique dans lequel elle plonge. Le manteau lithosphérique a la même composition (au premier ordre) que le manteau asthénosphérique, mais, étant plus froid, il est aussi plus dense. La croûte basaltique joue le rôle de flotteur, mais une lithosphère océanique âgée possède un manteau lithosphérique trop épais pour que la croûte puisse conférer à la lithosphère océanique une densité inférieure à celle de l'asthénosphère. Dans ces conditions, la lithosphère océanique entre en subduction. On notera que la densité de la plaque non subduite n'entre pas en considérationhttp://planet-terre.ens-lyon.fr/article/modele-tectonique-plaques-2013.xml.
La subduction est associée à une activité sismique et volcanique importante. Le volcanisme des zones de subduction est généralement andésitique, avec une géochimie calco-alcaline. L'hydratation des roches du manteau par l'eau provenant de la transformation métamorphique des roches de la croûte de la plaque subduite provoque la fusion partielle du manteau de la plaque chevauchante.
.
Subsidence thermique La lithosphère océanique qui naît au niveau des dorsales est originellement peu épaisse (au niveau de la dorsale l'isotherme , qui limite la lithosphère, est situé à faible profondeur) et donc peu lourde. Au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale, des sédiments se déposent et surtout l'isotherme s'enfonce car la lithosphère se refroidit au contact de l'océan. Devenant plus épaisse au cours de son vieillissement, la lithosphère devient aussi plus lourde.
La subduction est liée au fait que la plaque plongeante devient plus lourde à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale. Quand le déséquilibre avec l'asthénosphère sous-jacente, moins dense, dépasse un certain seuil, la lithosphère océanique s'enfonce dans l'asthénosphère.
Ce mécanisme est l'un des principaux moteurs responsable du mouvement des plaques à la surface de la Terre. Il explique pourquoi les plaques océaniques se déplacent toujours en direction de l'endroit où elles plongent en subduction.
Marqueurs de la subduction Sismicité Les zones de subduction sont le lieu où se produisent les séismes les plus violents (par exemple le séisme du sud Chili de 1960, de magnitude 9,5, qui fut le séisme le plus violent survenu depuis un siècle). Il peut s'y produire deux types de séismes : des séismes inter-plaques, au contact entre la plaque plongeante et la plaque supérieure ; des séismes intra-plaques , au sein de la plaque plongeante, car celle-ci se déforme en s'enfonçant dans le manteau.
Les foyers sismiques sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante en s'éloignant de la fosse de subduction. Ils s'alignent sur un plan incliné (le plan de Wadati-Benioff), dont l’angle peut varier selon la zone de subduction entre la verticale (ex. subduction des îles Mariannes) et un angle très faible (plan de subduction proche de l'horizontale, comme sous certains secteurs de la Cordillère des Andes : Nord du Pérou, centre-nord du Chili).
Plutonisme et volcanisme Les lithosphères océaniques qui plongent en subduction sont constituées de minéraux hydratés par métamorphisme hydrothermal en raison du long séjour qu'elles ont passé au fond des océans (en s'éloignant de la dorsale, l'eau pénètre profondément dans la lithosphère océanique par le biais des failles normales, et en ressortant une partie de cette eau est d'ailleurs à l'origine des fumeurs noirs). Parmi ces minéraux, on peut notamment citer les amphiboles hornblende, la chlorite, l'actinote, présentes dans le faciès schistes verts.
Lorsque la plaque plongeante atteint des profondeurs et des températures importantes, les minéraux hydratés deviennent instables. Ils subissent des transformations métamorphiques et perdent leur eau pour se transformer en minéraux de plus en plus anhydres. Ainsi, la lithosphère océanique plongeante se déshydrate en s'enfonçant, perdant l'eau qu'elle avait accumulée au cours de son éloignement à la dorsale qui percole alors vers la plaque chevauchante.
Cette eau libérée abaisse le point de fusion de la péridotite de la plaque chevauchante, qui peut alors fondre partiellement (30 à 35 % de taux de fusion). Il y a alors formation de magma à la base de la plaque supérieure. Ce magma remonte à travers la plaque supérieure, s'enrichissant ainsi en divers éléments non-métaux et surtout en silice. Une preuve qu'il s'agit de la plaque chevauchante qui fond, et non de la plaque plongeante, est la composition chimique différente entre les roches qui subductent (basalte, gabbro) et les roches magmatiques qui résultent de la fusion. Ces roches magmatiques contiennent d'ailleurs de nombreux minéraux hydratés (comme les micas ou les hornblende).
Le magma formé, visqueux, sera à l'origine de roches magmatiques plutoniques, ou intrusives (les granitoïdes), s'il n'atteint pas la surface. Ces roches (parmi lesquelles on peut citer la diorite, la granodiorite ou même parfois le granite) forment alors des plutons.
En revanche, si le magma atteint la surface, il est à l'origine d'un volcanisme explosif d'autant plus violent que le magma est visqueux. Cela forme des roches magmatiques volcaniques telles que l'andésite ou la rhyolite. Les zones de subduction sont ainsi à l'origine d'un volcanisme explosif intense (on parle parfois de volcans gris). Il s'agit d'un volcanisme avec une géochimie calco-alcaline. Les volcans de subduction s'alignent en général parallèlement à la zone de subduction, à une distance de l'ordre de de la fosse océanique. Ces alignements de volcans sont appelés arcs volcaniques. Ce type de volcanisme est retrouvé dans les volcans situés au niveau des cordillères et des arcs insulaires. Exemples : la cordillère des Andes, les Petites Antilles...
Relief Une fosse océanique étroite et profonde existe tout le long de la bordure où une plaque commence à s'enfoncer sous l'autre. Cette fosse est dissymétrique. Cela conduit à une anomalie gravimétrique négative. Les fosses de subduction constituent les endroits où les océans atteignent les plus grandes profondeurs (plus de dans certaines fosses, comme celles des Mariannes).
Lorsque la plaque qui entre en subduction est recouverte d'une couche épaisse de sédiments, ceux-ci vont être en grande partie « rabotés » par la plaque supérieure et s'accumuler sur celle-ci. Ces sédiments sont considérablement plissés et entassés en écailles superposées. Ils s'entassent pour former un relief nommé prisme d'accrétion. Les prismes d'accrétion sont recoupés par de nombreuses failles inverses, témoins d'un raccourcissement important. Les prismes d'accrétion restent souvent sous-marins, mais les plus importants d'entre eux peuvent émerger hors de l'eau. C'est le cas du prisme de la Barbade, qui émerge au niveau de l'île de même nom. C'est aussi le cas du prisme d'accrétion du Makran, au sud-est de l'Iran et sud-ouest du Pakistan, qui est en grande partie émergé.
À environ 150– de la fosse de subduction, sur la plaque chevauchante, se trouve une chaîne de volcans. L'alignement de ces volcans parallèlement à la fosse de subduction est nommé arc volcanique. La zone située entre les volcans et la fosse de subduction est nommée « zone d'avant-arc » (cette zone se trouve sur la plaque chevauchante), tandis que celle située de l'autre côté de l'arc est nommée « zone d'arrière-arc ». Généralement, une dépression nommée bassin d'avant-pays se forme entre l'arc volcanique et le prisme d'accrétion.
L'arc volcanique se met en place sur la plaque chevauchante. Lorsque celle-ci est continentale, l'arc volcanique se trouve sur le rebord d'un continent (ex. cordillère des Andes). Lorsque la plaque supérieure est océanique, l'arc volcanique constitue une suite d'îles volcaniques alignées. On parle d'arc insulaire (exemple : les Petites Antilles, les îles Tonga et Kermadec, etc.).
Déformation de la plaque supérieure La plaque située au-dessus de la zone de subduction se déforme souvent. Parfois, elle se raccourcit, s'épaissit, et il se forme une chaîne de montagne appelée « chaîne de marge active ». Exemple : la cordillère des Andes. Parfois au contraire, elle s'étire. Il se forme alors un bassin. L'étirement de la plaque supérieure peut même donner naissance à un nouvel océan, avec une dorsale océanique. Exemple : la mer Égée correspond au continent européen étiré au-dessus de la zone de subduction hellénique (zone de subduction qui passe au sud de la Crète).
Conséquences de l'enfoncement de la lithosphère océanique Anomalies thermiques