Chapitre 8 : Le magmatisme en zone de subduction

CHAPITRE 8 : LE MAGMATISME
EN ZONE DE SUBDUCTION
Introduction
Les chaînes de montagne présentent les traces d’ancienne zone de
subduction à l’origine de la disparition d’une lithosphère océanique.
Les zones de subduction actuelles sont des secteurs dans lesquels une
lithosphère océanique passe sous une autre portion de lithosphère et
s’enfouit au sein du manteau.
Ces zones sont caractérisées par une
intense activité sismique mais
aussi par un magmatisme
caractéristique.
La Ceinture de Feu du Pacifique
regroupe ainsi plus de 75% des
volcans émergés de la planète.
Problème :
Quels sont les mécanismes géologiques à l’origine de la création de
magma au niveau des zones de subduction ?
1. L'activité magmatique des zones de subduction.
A. Les caractéristiques du volcanisme des zones des subduction
On distingue le volcanisme effusif avec la prédominance de lave fluide…
…et le volcanisme explosif caractérisé par les projections de matériaux
(cendres, gaz …).
Les zones de subduction, qui caractérisent les marges actives des plaques
tectoniques, sont le siège d’un volcanisme brutal, souvent explosif, associé à
une forte sismicité.
Le volcanisme explosif des zones de subduction s’accompagnent
d’émission de gaz, cendres, nuées ardentes et de laves visqueuses.
Les éboulements et les explosions décapitent le volcan et ouvrent un grand
cratère. Cette phase majeure est caractérisée par la formation de nuées
ardentes, projections solides accompagnées de gaz en combustion à très
haute température, émises souvent à l’horizontale, à la vitesse initiale de
500 km/h et précédées d’une onde de choc meurtrière.
Comment expliquer le caractère explosif de ce type de
volcan ?
La teneur en silice SiO2 des magmas est le
plus fréquemment comprise entre 45% et 65%.
Les magmas à 45% sont dits pauvres en silice
et les magmas à 65% sont dits riches en silice.
C’est cette teneur en silice qui détermine la
viscosité du magma, c’est-à-dire la résistance
à l’écoulement.
Plus un magma est riche
en silice, plus il est
visqueux, ce qui est le cas
des magmas produits en
zone de subduction.
La forte viscosité de la lave
bloque le dégazage
progressif du magma au
cours de sa remontée si bien
que, parvenus en surface, les
gaz piégés dans la lave se
détendent violemment, ce
qui provoque l’explosion
du volcan.
La cristallisation d'un magma peut aboutir à deux roches de structures
différentes en fonction de la vitesse de refroidissement.
Ainsi, un magma atteignant la surface,
refroidit rapidement. La roche qui
cristallise est de type microlithique.
C'est une roche volcanique.
Exemple : Andésite - Rhyolite
Par contre, un magma qui se forme en
profondeur refroidit lentement, il
cristallise une roche de type grenue.
C'est une roche plutonique.
Exemple : Diorite - Granit
Chaîne de montagnes
Volcans
Prisme d’accrétion
Basalte/
Fosse
Andésite
Rhyolite
Roches
volcaniques
Gabbro
Roches
plutoniques
rigide
Péridotite
10km
Granitoïdes
(granit – diorite)
30km
Péridotite ductile
60km
Isotherme 1200°C
B. Les roches magmatiques des zones de subduction
Andésite
L’andésite est une roche volcanique porphyrique(=qui contient des
phénocristaux) constituée d’une pâte microlithique grise plus ou
moins claire dans laquelle des phénocristaux sont très abondants.
On observe surtout deux minéraux:
 Des plagioclases (blanc en LPNA et blanc à gris en LPA avec
des macles multiples (« code barre »);
 Des pyroxènes (brun-clair en LPNA, jaune-orangé en LPA)
 Parmi les minéraux accessoires, de l’amphibole (hornblende,
cristaux bruns)
Diorite
La diorite est une roche entièrement cristallisée (grenue), elle possède :
 Des plagioclases (blanc en LPNA et blanc à gris en LPA avec des
macles multiples (« code barre »);
 Des minéraux colorés qui sont la biotite (mica noir) et l'hornblende
(amphibole)
Rhyolite
Qz
Feldsp
Qz
Fedsp
pâte
La rhyolite, équivalent volcanique du granite, se caractérise par la
présence :
 de phénocristaux de quartz (section hexagonale).
 Les gros cristaux à l'aspect "sale" sont des feldspaths.
 Les minéraux ferro-magnésiens sont rares.
 Le fond microcristallin - la pâte- est constitué des mêmes minéraux
auxquels s'ajoutent des oxydes métalliques (les "opaques").
Diminution de la
température de
refroidissement
L'expérience de refroidissement de la vanilline à des températures
différentes montre bien que :
Plus le refroidissement s'effectue à basse température, plus la
cristallisation est rapide, plus la taille des minéraux est réduite. Ce
qui tend à expliquer l'acquisition de la structure microlithique.
Inversement lorsque la température est élevée, la cristallisation est
lente, les minéraux sont de grande taille, la structure est grenue.
Composition
minéralogique
Quartz
Feldspaths Orthose
avec ou pas de F.
Plagioclases
minéraux
secondaires : biotite amphibole
Quartz
Feldspaths
Plagioclases (plus
abondant que les F.
orthose)
minéraux
secondaires : biotite –
amphibole - pyroxène
Feldspaths
Plagioclases
Amphibole verte
(Hornblende)
biotite et pyroxène
plus rares
Microlithique
Rhyolite
Dacite
Andésite
Grenue
Granite
Granodiorite
Diorite
Magma riche en
silice (entre 65 et 75
%)
Magma assez riche
en silice
(entre 60 et 65 %)
Structure
Refroidissement
rapide
Refroidissement
lent
Vitesse de
Magma
refroidissement
moyennement
riche en silice (entre
50 et 60%)
Chimie du magma
2. La formation du magma dans les zones de subduction.
A. L'origine du magma des zones de subduction
On remarque que tous les plans de Bénioff
(ou plan de subduction) se croisent aux
alentours de 100 à 140 km de profondeur,
or c'est à l'aplomb de ce croisement que l'on
trouve les volcans.
On peut donc supposer que le magma à
l'origine de ce volcanisme se fabrique entre
100 km et 140 km de profondeur.
A ce stade de l'étude, il
est difficile de savoir
quelle est la roche qui
entre en fusion pour
former le magma,
néanmoins en se basant
uniquement sur la
profondeur trouvée avec
le document précédent,
on peut supposer que ce
serait plutôt la roche
du manteau
chevauchant : la
péridotite
Reportons les points A,B,C,D,E,F,G du document 2 sur les graphiques.
A
B
E
F
C
G
D
On remarque que seuls les points A, B et C sont dans des conditions de
pression et de température permettant une fusion partielle (solide + liquide) à
la condition que la péridotite qui entre en fusion soit hydratée.
On remarque également que la basalte de la croûte océanique ne peut pas
entrer en fusion ainsi que le manteau de la planque plongeante, les conditions
qu'ils rencontrent sont dans la partie solide des graphiques.
Comment cette condition d'hydratation peut-elle être effectuée ?
Minéraux
Feldspath alcalin
Feldspath plagioclase
Pyroxène
Amphibole (hornblende)
Chlorite
Actinote
Amphibole bleue :
Glaucophane
Grenat
Formule chimique
(K, Na)Si3AlO8
(Ca, Na)Si2Al2O8
(Ca, Fe, Mg)SiO3
NaCa2(Mg, Fe)4Si6Al3O22
(OH)2
(Fe,Mg,Al)6(Si,Al)4O10(OH)8
Ca(Mg,Fe)5SiO8, 2(OH)2
(Na2Mg3Al2[Si8O22](OH)2
Mg3Al2Si3O12
On remarque que lors de la subduction,
les minéraux se transforment par des
réactions du métamorphisme. Ainsi, le
passage du faciès schiste vert à celui de
schiste bleu transforme la chlorite et
l'actinote en glaucophane et en eau.
De même lors du passage schiste bleu
vers éclogite, ou cette fois la
glaucophane se transforme en jadéite et
grenat en libérant aussi de l'eau
L’eau libérée au niveau du manteau de la lithosphère chevauchante provient
donc de la lithosphère plongeante.
Dans un premier temps (12),
lorsque la lithosphère océanique
s'éloigne de la dorsale, basalte et
gabbro subissent un
hydrothermalisme (circulation
d'eau dans les fractures du
plancher océanique :
métamorphisme de BP/HT).
Ainsi, basalte et gabbro subissent
des transformations
minéralogiques se caractérisant
par l'apparition de minéraux «
hydratés » (ex : chlorite).
Dans un second temps, le long du plan de Wadati-Bénioff, les roches de la
lithosphère océanique sont soumises à des conditions de P et de T
différentes de celle de leur formation.
Ainsi les transformations métamorphiques subies par la croûte
océanique libèrent de l’eau, notamment le passage des métagabbros du
faciès schiste verts au faciès schiste bleus (23)et du faciès schiste bleus au
faciès éclogite (34).
Schéma bilan
Transformations de la lithosphère
océanique à proximité de la dorsale
Transformations de la lithosphère océanique
dans les zones de subduction
T°
Roches magmatiques
Fusion partielle du manteau
H2O
Roches magmatiques
de la lithosphère
océanique: gabbro G1
pyroxène
Métamorphisme
hydrothermal: G2
roches
métamorphiques de la
lithosphère océanique
non subduite
amphibole
hornblende
feldspath plagioclase
0
50
100
P°
H2O
départ d’H2O
schistes verts
schistes bleus
éclogites
G3
G4
G5
Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction
chlorite
actinote
ou
amphibole verte
glaucophane
(amphibole bleue)
grenat
jadéite
Schéma bilan
Transformations de la lithosphère océanique à
proximité de la dorsale
Transformations de la lithosphère océanique dans les zones de
subduction
T°
P°
Roches magmatiques
Fusion partielle du manteau
H2O
H2O
départ d’H2O
Roches magmatiques
de la lithosphère
océanique: gabbro G1
Associations
minérales
pyroxène
olivine
feldspath plagioclase
Métamorphisme
hydrothermal: G2
roches métamorphiques de
la lithosphère océanique
non subduite
schistes verts
schistes bleus
éclogites
G3
G4
G5
Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction
chlorite
actinote ou
amphibole verte
amphibole hornblende
glaucophane
(amphibole bleue)
Arc magmatique: relief positif
axe de la dorsale
H 2O
prisme d’accrétion
sédimentaire
0
grenat
jadéite
fosse:
relief négatif
G3: SV
50
asthénosphère
Roches volcaniques
H20
G4: SB
pluton de
granodiorite
G5: E
100
zone de fusion
partielle
Lithosphère océanique plongeante:
Croûte + manteau lithosphérique