SUBDUCTION

SUBDUCTION

La subduction peut être définie comme la plongée d’une plaque de lithosphère océanique sous une autre plaque lithosphérique, jusqu’à une profondeur de 700 kilomètres, au-delà de laquelle elle est recyclée dans le manteau. Cette plongée est accompagnée de phénomènes géodynamiques remarquables: forte activité sismique jusqu’à grande profondeur – tous les foyers intermédiaires (300 km) et profonds (jusqu’à 700 km) sont liés à la subduction –, volcanisme calco-alcalin fréquemment destructeur et, d’une façon générale, instabilité qui fait des zones de subduction les zones à haut risque du monde.

La subduction océanique sous une marge continentale, représentée par une cordillère ou par un arc insulaire isolé par une mer marginale, représente le cas le plus fréquent. Il existe aussi des subductions de lithosphère océanique sous une autre plaque océanique, qui développent des arcs insulaires intra-océaniques comme, semble-t-il, dans certaines parties du Pacifique sud-ouest. Mais il n’est pas certain cependant que ces arcs insulaires intra-océaniques ne soient pas eux aussi superposés à des fragments de lithosphère continentale.

Tout autre est la question de la subduction continentale, par laquelle une plaque continentale, à signification d’avant-pays d’une chaîne de montagnes, s’enfonce sous une autre plaque continentale. A priori, il ne s’agit que d’un phénomène limité, car la lithosphère continentale, légère, ne peut guère s’enfoncer dans le manteau supérieur, plus dense. Tout au plus pourrait-on admettre que les épaississements crustaux sous les chaînes de montagnes – leurs racines crustales – résulteraient, au moins partiellement, de ce phénomène.

Cependant, c’est dans ce sens qu’historiquement le mot subduction a été créé par André Amstutz en 1957, bien avant la conception de la théorie des plaques. On a proposé, dans les années 1980, de distinguer la subduction A d’une plaque océanique sous une autre plaque, continentale ou océanique, la plus générale dans le monde, et la subduction B d’une plaque continentale sous une autre plaque continentale, avec des exemples dans la cordillère des Andes ou l’Him laya. Mais cette distinction prête à confusion, en ceci que toutes les structures compressives qui se redressent progressivement depuis l’horizontale, à leur front, jusqu’à un plus ou moins fort pendage, à l’arrière, sont plus générales que la subduction: toute suture tectonique possède ces caractéristiques.

Il serait raisonnable de réserver l’expression subduction à la subduction de la lithosphère océanique, comprise dans l’optique de la tectonique des plaques, bien que ce ne soit pas dans ce sens que le mot ait été créé autrefois. Ainsi conçue, la subduction océanique est complémentaire de l’accrétion océanique au niveau des dorsales océaniques où se crée la lithosphère océanique et qui permet, en compensation, de maintenir le globe terrestre dans ses dimensions supposées fixes. Le couple subduction-accrétion permet d’éviter les concepts de contraction du globe – en honneur autrefois pour expliquer la formation des chaînes de montagnes – ou d’expansion du globe, qui connut un regain d’intérêt avec la découverte des dorsales océaniques. Cette stricte compensation subduction-accrétion à l’échelle du globe, qui introduit beaucoup de cohérence dans le raisonnement géodynamique, n’est cependant pas rigoureusement démontrée. Ainsi, les quelques indications d’une variation des constantes géodésiques dans le passé géologique – par exemple des durées de la rotation journalière et de la révolution annuelle de la Terre – incitent à la prudence. Nous accepterons ici le postulat de la constance des dimensions du globe pour les accrétions et subductions actives dans les océans actuels vieux de moins de 200 millions d’années, sans faire d’hypothèse sur la validité de ce postulat pour les temps les plus anciens.

Historique: l’étude des séismes

La notion de subduction fut définie en deux étapes principales. La première est la reconnaissance d’une surface sismique séparant continent et océan, et plongeant sous le continent jusque vers 700 kilomètres de profondeur; les noms de Kiyoo Wadati et de Hugo Benioff lui sont liés. La seconde est la mise en évidence du mouvement selon cette surface qui marque la plongée d’une plaque de lithosphère océanique sous une autre plaque lithosphérique, toutes notions définies à cette occasion; à cette étape sont attachés les noms de Bryan L. Isacks, Jack Oliver et Lynn R. Sykes, dont les travaux ont contribué à l’élaboration de la théorie des plaques.

C’est le Japonais Wadati qui, le premier, montra en 1935 que les foyers des séismes dans le nord-ouest du Pacifique se disposaient globalement sur un plan incliné à 45⁰ vers l’Asie, avec des séismes superficiels proches de la fosse du Japon à l’est, des séismes de moyenne profondeur (300 km) sous la mer du Japon et des séismes de grande profondeur (700 km) à l’ouest, sous l’Asie voisine (cf. TECTONOPHYSIQUE, fig. 4). Après la Seconde Guerre mondiale, Benioff refit cette observation dans l’arc des Tonga et en Amérique du Sud et conçut ainsi que l’océan Pacifique était séparé des continents qui l’entouraient par une «faille» inclinée à 45⁰ en moyenne vers les continents (fig. 1). Ainsi naquit la notion de plan de Benioff – lieu géométrique des foyers sismiques à la périphérie des océans du type du Pacifique –, que l’on tente aujourd’hui d’appeler plan de Wadati-Benioff maintenant que, la guerre passée, les écrits de Wadati sont appréciés à leur juste valeur.

La notion de subduction devait naître dans le cadre de l’élaboration de la théorie des plaques car, jusqu’alors, le mot n’avait pas été prononcé, sauf dans l’optique de Amstutz. On doit cette notion aux travaux de Isacks, Oliver et Sykes qui montrèrent (cf. TECTONIQUE DES PLAQUES, fig. 9): en premier lieu, en se fondant sur l’étude des mécanismes au foyer des séismes, que le mouvement le long du plan de Benioff correspond à l’enfoncement de la lithosphère océanique sous la marge continentale ou insulaire; en second lieu, en se fondant sur la transmission du signal sismique de part et d’autre d’une fosse océanique – en l’occurrence, celle des Tonga –, que ce mouvement le long du plan de Benioff est celui d’une plaque de lithosphère océanique rigide, d’une épaisseur de 100 kilomètres environ, comportant croûte et manteau supérieur, qui plonge dans l’asthénosphère visqueuse sous-jacente à une marge continentale ou insulaire. Pour un séisme profond sous l’archipel des Tonga, il y a une bonne transmission du signal vers l’océan dans la lithosphère solide, transmission qui est atténuée vers l’arc insulaire et au-delà en raison de la traversée de l’asthénosphère visqueuse sous l’arc insulaire. À partir de là, la subduction était définie dans son sens moderne, qui n’a pas changé depuis lors.

Autres caractères géophysiques associés à la subduction

Des caractères géophysiques autres que les propriétés sismiques qui ont conduit à la mettre en évidence sont associés à la subduction.

Connu depuis longtemps, le déficit de gravité, marqué par des anomalies gravimétriques négatives (fig. 2) – les anomalies de Bouguer et les anomalies à l’air libre y atteignent des valeurs de l’ordre de 200 milligals –, avait été attribué à un bouclage vers le bas de la croûte continentale entraînée par les courants de convection du manteau: il s’agissait de la théorie du down buckling due à Reinout Willem van Bemmelen, synthèse des travaux menés dans l’entre-deux-guerres par les géologues et géophysiciens hollandais en Indonésie, où ces anomalies avaient été pour la première fois mises en évidence.

On sait maintenant que le déficit de densité correspond au volume de la fosse elle-même, maintenue telle par le processus actif de la subduction, qui empêche la compensation isostatique. Ainsi, les fosses sont mises en évidence, sur les cartes établies à partir des données de satellites altimétriques comme Seasat, Geosat ou E.R.S.-1, par des renflements de la surface de la mer dus au déficit de gravité, toutes les autres corrections ayant été faites préalablement (cf. FOSSES OCÉANIQUES, TECTONIQUE DES PLAQUES).

Les fosses ont été caractérisées par un déficit du flux de chaleur qui est attribué à la plongée de la lithosphère océanique froide dans l’asténosphère plus chaude (fig. 3). Elles s’opposent ainsi aux zones d’accrétion océanique, caractérisées par un fort flux de chaleur lié à la remontée de l’asthénosphère.

Jusqu’à maintenant, on n’a pas relevé de caractéristiques magnétiques propres à la subduction, sauf celles qui sont liées au magmatisme autour des plutons et des volcans. Au contraire, les anomalies magnétiques de la lithosphère océanique plongeante, liées à la structure propre de celle-ci, sont suivies assez loin sous les arcs insulaires, soulignant ainsi la subduction (fig. 4), jusqu’à une profondeur au-delà de laquelle leur influence se perd par rapport à d’autres facteurs, le magmatisme par exemple.

Vitesse de subduction

La mesure de la vitesse de subduction a jusqu’à présent été indirecte. Elle résulte d’une analyse globale du mouvement des plaques, ce qui permet de définir des vitesses de convergence qui tiennent compte, à l’échelle du globe – supposé de dimension constante –, des ouvertures océaniques, mesurées grâce aux anomalies magnétiques du fond des océans, et du déplacement des continents, mesuré par le paléomagnétisme. On obtient ainsi des vitesses de convergence qui peuvent atteindre 10 centimètres par an pour les plus élevées. Mais il faut insister sur le fait qu’il ne s’agit que de vitesses définies en moyenne, susceptibles d’être révisées en fonction de chaque nouvelle série de données paléomagnétiques et qui, en aucun cas, ne donnent une idée du mouvement instantané. Depuis le début des années 1990, cependant, des mesures par interférométrie spatiale et par satellites donnent une précision de l’ordre du centimètre, donc de l’ordre de grandeur des mouvements annuels recherchés. L’application de ces mesures à la subduction a permis de passer, comme dans le cas de la tectonique active ^{[cf. TECTONOPHYSIQUE]}, de la géodynamique «moyennée» à la géodynamique «mesurée».

Morphologie de la subduction

La grande majorité des plans de subduction ont leur pente dirigée vers les continents; c’est le cas autour de l’océan Pacifique central pour ce que l’on peut appeler la subduction fondamentale de celui-ci. Un certain nombre de plans de subduction sont cependant dirigés vers l’océan, comme dans le Pacifique occidental: il s’agit, par exemple, de la subduction de la fosse de Manille en mer de Chine méridionale et de la fosse des Nouvelles-Hébrides dans la mer de Tasman (cf. ARCS INSULAIRES, fig. 1 et 3).

Considéré le long d’une même fosse, d’un même arc insulaire ou d’une même cordillère, le pendage d’un plan de subduction est variable, allant de 10⁰ à presque 90⁰. La fosse d’Amérique centrale et la fosse du Pérou-Chili (fig. 5) sont ainsi segmentées en secteurs de pendages différents, notamment de part et d’autre de l’arrivée de rides asismiques dans la subduction: ride de Tehuantepec dans la fosse d’Amérique centrale, qui divise celle-ci en fosse d’Acapulco au nord et fosse du Guatemala au sud; ride de Nazca et ride de Juan Fernández dans la fosse du Pérou-Chili. Ainsi, entre les grandes failles transformantes des océans, les compartiments de lithosphère océanique peuvent avoir un comportement différent dans la subduction.

Jusqu’à maintenant, il n’a pas été possible d’apprécier toutes les conséquences de ces changements de pendage du plan de subduction, sinon qu’un fort pendage favorise des structures extensives – par exemple la naissance des mers marginales du Pacifique occidental –, qu’un faible pendage avantage les structures compressives – comme celle des cordillères qui bordent le Pacifique oriental –, tandis que l’entrée de rides océaniques asismiques dans la subduction semble bloquer le volcanisme lié à celle-ci: au droit de la ride de Nazca et de la ride de Juan Fernández, le volcanisme actif de la cordillère des Andes disparaît.

Tectonique liée à la subduction

Les conséquences tectoniques de la subduction se placent entre deux extrêmes.

Dans les zones caractérisées par une sédimentation importante et une vitesse de convergence forte, la couverture sédimentaire de la lithosphère océanique qui entre en subduction est «pelée» – parfois partiellement, avec un décollement différentiel – et accumulée en écailles successives contre la marge continentale, qu’elle soulève en un prisme d’accrétion qui forme un avant-arc insulaire (fig. 6 a; cf. ARCS INSULAIRES, fig. 2). Une telle structure a été démontrée dans l’arc de Petites Antilles, où le prisme de la Barbade, qui porte cette île en position d’avant-arc, a été foré lors de campagnes du programme international de forages océaniques profonds (I.P.O.D., International Phase of Ocean Drilling, puis O.D.P., Ocean Drilling Program); elle apparaît sur de nombreux profils sismiques tirés au travers d’ensembles fosse-arc insulaire (cf. TECTONOPHYSIQUE, fig. 1).

Dans les zones à sédimentation faible et à vitesse de convergence moindre, la lithosphère océanique avec sa couverture sédimentaire plonge sous la marge continentale sans friction significative, de sorte qu’aucun prisme d’accrétion ne se développe. Cela a été démontré pour la fosse d’Amérique centrale où, au niveau même de la subduction, par 6 000 mètres de fond, se trouvent des terrains sédimentaires anciens – en l’occurrence du Crétacé supérieur, 80 millions d’années – qui ne sont pas ceux, subactuels, que l’on attendrait si l’accrétion avait été active (cf. FOSSES OCÉANIQUES, fig. 5); la même observation a été faite dans la fosse du Pérou.

Cela permet de distinguer dans les marges actives, de toute façon convergentes, les marges convergentes compressives , avec prismes d’accrétion (fig. 6 a), dont la Barbade donne l’exemple, et les marges convergentes extensives (fig. 6 b), dont la fosse d’Amérique centrale est la référence; toute marge se situe entre ces deux extrêmes en fonction de l’épaisseur des sédiments, du taux de convergence et du pendage de la surface de subduction. Pour être unique, le phénomène de subduction n’en a pas moins des résultats tectoniques différents.

Les fluides dans la subduction

L’enfouissement des sédiments saturés d’eau, leur compaction, leur déformation dans la partie décollée conduisent à des surpressions qui provoquent l’expulsion des fluides, dont une partie est ainsi ramenée en avant du front de subduction, où l’on rencontre fréquemment des volcans de boue (fig. 7), comme ceux qui ont été observés dans le prisme de la Barbade ou la fosse de Nankaï.

Les surpressions qui ont été mesurées dans les prismes d’accrétion pendant les campagnes de forages des programmes I.P.O.D. puis O.D.P. vont jusqu’à 5 mégapascals; elles contribuent à équilibrer la surcharge de la plaque surmontant la subduction, facilitant d’autant celle-ci.

Par ailleurs, ces fluides exprimés, souvent riches en sulfures et en méthane abondants dans les sédiments de la pente continentale ou insulaire, alimentent des chaînes bactériennes chimiosynthétiques dont se nourrissent des faunes de grande profondeur, formant ces «oasis de vie» avec animaux fixés (mollusques, vers) ou libres (holothuries, crustacés), qui ont été rencontrées jusqu’à 6 000 mètres de profondeur dans la fosse du Japon (cf. FOSSES OCÉANIQUES, photographie n^o 9). Les zones de subduction sont ainsi, avec les rifts océaniques, l’un des deux sièges de vie fixée dans les grandes profondeurs océaniques découverts à la fin des années 1970.

Enfin, on peut peut-être espérer de ces circulations de fluides un moyen de prévoir les séismes: toute accélération de la subduction, qu’on peut admettre annoncer des séismes, produit sans doute une accélération de la circulation des fluides qu’on peut tenter de mesurer par la variation de potentiel magnéto-tellurique ainsi créée. Sans qu’elle ait été expérimentée, cette hypothèse constitue une piste suffisamment intéressante pour être l’objectif de futures campagnes océanographiques.

Le magmatisme

Le magmatisme calco-alcalin, dont le type moyen est l’andésite pour le volcanisme – précisément définie dans la cordillère des Andes – et les granodiorites pour le plutonisme, caractérise la subduction.

Il y a bien longtemps qu’Eduard Suess avait distingué un «volcanisme pacifique», caractéristique des cordillères et des arcs insulaires, et un «volcanisme atlantique», caractéristique des océans proprement dits, l’un et l’autre étant séparés, dans le Pacifique, par la fameuse «ligne de l’andésite».

Aujourd’hui, dans le cadre de la tectonique des plaques, la ligne de l’andésite apparaît comme celle de la subduction fondamentale du Pacifique central vers les continents qui l’entourent; à l’extérieur de cette ligne, on rencontre le volcanisme calco-alcalin (autrefois dit pacifique), lié aux subductions, tandis qu’à l’intérieur n’existe qu’un volcanisme tholéiitique (autrefois dit atlantique), lié aux plaques océaniques. Cette répartition fait du pourtour du Pacifique une zone à risque volcanique dans la mesure où les volcans calco-alcalins sont explosifs. Il en va de même de toutes les zones de subduction en dehors du Pacifique: dans l’Atlantique (Petites Antilles, arc de la Scotia), l’océan Indien (Indonésie) ou la Méditerranée (mer Égée, mer Tyrrhénienne).

Le plutonisme calco-alcalin est également rattaché à la subduction bien qu’aucun plutonisme actuel ne soit connu à l’affleurement, les plus récents massifs granodioritiques affleurant en surface remontant à quelques millions d’années (mais les parties profondes des volcans actifs sont peut-être le siège inaccessible d’un tel plutonisme actuel, de même que celles des zones à fort flux de chaleur). C’est donc par la continuité géographique et les affinités géochimiques avec le volcanisme calco-alcalin qu’on rapporte les plutons de granodiorite à la subduction.

Le métamorphisme

Le métamorphisme de haute pression-basse température, du faciès dit des schistes bleus, est attribué à la subduction, qui enfouit les sédiments sous la marge des continents ou des arcs insulaires jusqu’à des profondeurs où se développent de fortes surpressions. Des minéraux particuliers s’y développent: la lawsonite est la plus caractéristique, la glaucophane la plus visible, amphibole bleue qui confère leur couleur aux roches et qu’on estime se former vers 30 kilomètres de profondeur à des pressions de 1 000 mégapascals (10 kilobars). Mais on ne connaît que des roches métamorphiques de haute pression-basse température relativement anciennes – attribuées à des paléosubductions supposées être à l’origine de la formation des chaînes de montagnes –, remontées à l’affleurement de façon que l’érosion ait pu les dégager (cf. Paléosubductions et formation des chaînes de montagnes ). Car, s’il se forme des schistes bleus dans les subductions actuelles, c’est à des profondeurs – 30 kilomètres – inaccessibles à l’investigation dans l’état présent des moyens techniques.

L’association du métamorphisme de haute pression-basse température à la subduction n’est donc qu’une probabilité, et certains chercheurs considèrent que ce type de métamorphisme est lié aux grands charriages qui accompagnent la collision des continents postérieurement à la subduction (cf. Subduction et collision ).

Paléosubductions et formation des chaînes de montagnes

L’ensemble des conséquences géodynamiques qui sont attribuées à la subduction ont conduit à définir des paléosubductions, que l’on considère à l’origine de certaines chaînes de montagnes.

Étant donné qu’il ne subsiste aucune trace convaincante de paléoséismes – sauf quelques «mélanges» sédimentaires particulièrement désordonnés que l’on attribue, sans certitude, à des effondrements sous-marins liés à des séismes –, ce qui eut constitué une preuve directe des paléosubductions, celles-ci sont déterminées par des critères indirects, à savoir, dans l’ordre de validité décroissante: l’existence d’un magmatisme calco-alcalin (mais il existe des andésites ailleurs que dans les zones de subduction); la présence de schistes bleus (mais certains arguments les relieraient plutôt à la collision continentale); le développement d’un prisme tectonique de plus en plus récent vers l’extérieur de la chaîne, comparable ainsi à un prisme d’accrétion (mais cette «polarité de l’orogenèse» est générale, y compris en domaine intracontinental).

C’est dire la prudence dont il faut faire preuve dans la définition des zones de paléosubduction: tous les critères doivent être rassemblés, notamment la présence de roches ophiolitiques, pour témoigner de l’existence d’une croûte océanique disparue dans la (paléo-) subduction. La présence d’un seul critère doit incliner au doute. L’absence de tout critère – sauf de la déformation liée à une chaîne de montagnes – doit conduire au rejet, car toutes les chaînes de montagnes ne sont pas liées à la subduction (cf. CHAÎNES DE MONTAGNES - Typologie).

Subduction et collision

Une certaine contradiction existe entre le fait que la subduction est un phénomène relativement continu et/ou de variation lente à l’échelle des grands océans et le fait que la formation des chaînes de montagnes résulte de crises tectoniques relativement rapides, que l’on appelle «phases tectoniques» d’une manière peut-être trop systématique. À la continuité de la subduction semble s’opposer la discontinuité de l’orogenèse.

La solution de ce paradoxe réside dans le passage de la subduction à la collision. Tant qu’une lithosphère océanique banale – même supportant des massifs volcaniques intra-océaniques – passe en subduction, le phénomène reste continu: les grandes rides asismiques et les grands massifs volcaniques «passent» aisément dans la subduction (fig. 8 et cf. FOSSES OCÉANIQUES, fig. 3). Mais, lorsqu’un fragment continental est entraîné dans la subduction, celle-ci se bloque en raison de l’impossibilité pour la croûte continentale, légère, de plonger profondément dans le manteau supérieur, plus dense. Le blocage de la subduction par la collision d’un continent ou d’un archipel continental constitue, au sens propre du terme, un «accident» tectonique marqué dans les structures et dans le temps.

En certains endroits, on voit d’ailleurs la subduction passer à la collision: dans la mer de Chine méridionale, la subduction dans la fosse de Manille passe vers le nord à la collision entre l’arc des Philippines et le continent asiatique, réalisée à Taiwan (cf. MERS MARGINALES, fig. 3); au long de la fosse de Java, la subduction active à l’ouest de Sumba passe à la collision avec le plateau continental australien à l’est.

La subduction et le destin de la croûte océanique

Dans les subductions actuelles, la lithosphère océanique passe entièrement dans la subduction, les prismes d’accrétion éventuels se limitant à la couverture sédimentaire des fonds océaniques écaillée de nombreuses fois. Extrapolée au passé, cette situation fait que la lithosphère des océans anciens n’aurait eu aucune chance d’être incorporée dans les structures des chaînes anciennes par le seul fait de la subduction. Aujourd’hui comme hier, seule la collision semble pouvoir écailler la lithosphère océanique et l’entraîner sous forme de nappes ophiolitiques charriées sur les continents. Dans cet esprit, c’est la lithosphère océanique des mers marginales qui est le mieux placée pour être entraînée dans les collisions. Le rôle fondamental de la subduction est peut-être de faire disparaître la lithosphère des océans fondamentaux, et de ne conserver, d’une manière accessoire, que la croûte océanique des mers marginales.

En complément de l’accrétion océanique qui ouvre les océans, la subduction océanique est, avec la collision continentale, l’un des deux processus géodynamiques majeurs dont naissent les chaînes de montagnes et, de là, les continents. Il en fut sans doute ainsi dans le passé, du moins depuis l’époque où la tectonique des plaques est active – à la fin de l’Archéen, il y a 2,4 milliards d’années, semble-t-il –, et on lui doit ainsi une partie essentielle des traits majeurs de la surface terrestre.

subduction [ sybdyksjɔ̃ ] n. f.

• 1975; a. fr. suduction « calcul »; lat. subductio « action de tirer les navires sur le rivage »

♦ Géophys. Glissement d'une plaque lithosphérique océanique sous une plaque adjacente avançant en sens opposé. Zone en subduction. Fosse, plan de subduction.

● subduction nom féminin (latin subductio, action de tirer sur le rivage) Enfoncement d'une plaque lithosphérique de nature océanique sous une plaque adjacente, de nature continentale le plus souvent. (Le mécanisme conditionne la formation des fosses océaniques, du métamorphisme de haute pression et de basse température et la genèse de séismes dont les épicentres se distribuent le long du plan de Benioff.)

subduction

n. f. GEOL Enfoncement d'une plaque sous la plaque voisine.

subduction [sybdyksjɔ̃] n. f.

ÉTYM. XX^e; cf. anc. franç. suduction « tromperie », XII^e; « séduction », puis « calcul », XVI^e; lat. subductio, de subductum, supin de subducere, de sub-, et ducere « conduire ».

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♦ Géol. Situation d'une plaque lithosphérique plongeant sous une autre après avoir été animée d'un mouvement relatif de sens opposé. || Fosse de subduction. — Friction créée entre les deux plaques lors de ce passage. || Zone de subduction. || Subduction productrice de séismes. || « Il y aurait donc eu subduction, la croûte océanique plongeant sous la croûte continentale précambrienne, et orogenèse — l'ensemble du phénomène rappelant beaucoup la subduction du Pacifique sud-oriental » (Sciences et Avenir, juil. 1980, p. 41).

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DÉR. Subducté.

Encyclopédie Universelle. 2012.