Chapitre 7 La subduction Une création permanente de lithosphère est réalisée au niveau des dorsales océaniques. 1. Fonctionnement d’une dorsale océanique rapide Fusion partielle 2. Zone de brassage par convection 3. Cristallisation fractionnée 4. Volcanisme effusif basaltique 5. Hydrothermalisme océanique Mécanisme de fusion partielle Les fonds sous marins sont néanmoins géologiquement jeunes : les plus anciens n’ont que 200 MA alors que l’on connaît des roches continentales datées de 3,8 GA. Age des sédiments océaniques de l’Atlantique Il faut donc admettre que la lithosphère océanique disparaît assez rapidement (au sens géologique du terme) après sa formation. Nous allons étudier ce mécanisme de disparition de la lithosphère océanique : la subduction. I Caractéristiques des zones de subduction Au niveau d’une zone de subduction, le fond océanique dont la profondeur est de 4000 m au niveau des plaines abyssales s’abaisse nettement et dessine une fosse étroite et profonde pouvant dépasser 10000 m. Au-delà, la fosse est bordée par une chaîne volcanique imposante : du fond de la fosse à la cime du volcan, la dénivellation peut atteindre 15 km. Cette chaîne se présente soit comme une cordillère marquant le rebord d’un continent (Andes) soit comme un ensemble d’îles volcaniques isolées, disposées en arc (Antilles). Entre ces deux reliefs se trouve un prisme d’accrétion (formations sédimentaires plissées, faillées (failles inverses) stoppées par un butoir résistant (marge continentale ou arc magmatique). La frontière des plaques est donc marquée par la présence de reliefs majeurs : - relief négatif : fosse - relief positif : arc volcanique ou chaîne de subduction et prisme d’accrétion On appelle plan de Bénioff le plan incliné (pendage de 15° à 80°) signant la subduction et correspondant aux profondeurs des foyers sismiques. Il traduit l'enfoncement d'une plaque lithosphérique océanique sous une autre plaque (continentale ou océanique). Dans le cas de subduction avec un angle important, il peut exister un bassin d’arrière arc. Une tectonique extensive peut donc survenir dans une zone de convergence. 2 types de subduction sous une plaque continentale Variation du flux géothermique au niveau d’une zone de subduction Le flux géothermique c'est-à-dire la quantité de chaleur venant de la Terre qui passe par la surface terrestre dans un laps de temps donné varie au niveau de la zone de subduction : il diminue au niveau de la fosse océanique puis augmente au niveau de la cordillère et des volcans. II Causes de la subduction Vieillissement de la lithosphère océanique La lithosphère océanique se densifie en vieillissant (épaississement dû au refroidissement), jusqu’à devenir plus dense que l’asthénosphère sous-jacente. Elle a donc alors tendance à s’enfoncer dans l’asthénosphère : c’est le moteur de la subduction. La densité de la lithosphère est supérieure à celle de l’asthénosphère dès 35 MA, mais c’est seulement vers 70 MA que la différence de densité compense la résistance élastique de l’asthénosphère à la plongée de la lithosphère rigide. La subduction créé un contexte d’extension au niveau de la plaque. On assiste alors à un phénomène de rifting. Au niveau de la dorsale, le déficit de matière lithosphérique provoque la remontée de roches mantelliques, qui par décompression adiabatique rentrent en fusion partielle. Suivant l’âge donc la densité de la lithosphère océanique et de la lithosphère (océanique ou continentale) convergente, l’angle du plan de Bénioff est plus ou moins grand : quand il est faible on assiste à la formation d’un prisme d’accrétion ou sédimentaire (sédiments océaniques moins denses). Prisme d’accrétion simplifié d’après celui de la Barbade. Zone très complexe formée de matériaux sédimentaires océaniques plissés et entrelardés d’esquilles de roches basaltiques. On y trouve aussi des roches détritiques issues du continent. On y trouve donc des plis, des failles inverses et des chevauchements qui témoignent de la déformation qui affecte ce domaine qui est raccourci et épaissi. III Conséquences de la subduction A Séismes Lors de l’enfoncement, la plaque froide donc rigide subit des contraintes importantes dues aux frottements contre la plaque chevauchante et aux compressions dans l’asthénosphère. Cela génère des séismes qui correspondent à une libération brutale de l’énergie emmagasinée. B Métamorphisme Les roches soumises à des conditions de température et de pression différentes de celles régnant lors de leur mise en place peuvent subir une déformation à l’état solide : le métamorphisme. De nouveaux minéraux cristallisent (dits néoformés) avec des structures et des textures particulières. De l’eau sous forme de vapeur est libérée et va percoler dans le manteau sus-jacent… La présence de certaines associations minéralogiques indique par quelles conditions de pression et de température les roches sont passées. Gabbros ou basaltes de la croûte océanique Hydratation métamorphisme lorsque la lithosphère océanique s'éloigne de la dorsale et se refroidit. faciès schistes verts métagabbros ou métabasaltes à actinote et jadéite déshydratation faciès schistes bleus métagabbros ou métabasaltes à glaucophane et jadéite métamorphisme haute pression - basse température lorsque la lithosphère océanique et s'enfonce dans le manteau asthénosphérique Déshydratation éclogites : des métagabbros ou métabasaltes à grenat et jadéite. A = domaine de stabilité de l’association à hornblende + plagioclase B = domaine de stabilité de l’association à chlorite + actinote + plagioclase. C = domaine de stabilité de l’association à glaucophane + plagioclase. D = domaine de stabilité de l’association à glaucophane + jadéite E = domaine de stabilité de l’association à grenat + jadéite +/- glaucophane. B A C D E C Volcanisme Les volcans se situent toujours au dessus des plaques plongeantes quand elles sont à des profondeurs comprises entre 80 et 150 km de profondeur. Le magma provient de la fusion partielle des péridotites du manteau lithosphérique sous-jacent à la plaque chevauchante. Cette fusion partielle est rendue possible par franchissement du solidus hydraté entre 40 et 90 km de profondeur à un peu plus de 1000°C. C’est l’eau issue des réactions métamorphiques qui hydrate le manteau à ces profondeurs. Diagramme de stabilité des péridotites mantelliques La localisation des volcans dépend donc de l’angle de plongée de la plaque qui subducte. La convergence se traduit par la disparition de lithosphère océanique dans le manteau, ou subduction: La lithosphère océanique s’enfonce sous la marge active d’une plaque comprenant une croûte continentale ou une croûte océanique. Les caractéristiques principales des zones de subduction sont : - La présence de reliefs particuliers (positifs et négatifs). - Une activité magmatique importante. - Une déformation lithosphérique importante. - Une répartition particulière des flux de chaleur. L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère: Cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction. Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique caractéristique : volcanisme, mise en place de granitoïdes : Le magma provient de la fusion partielle des péridotites au-dessus du plan de Bénioff, cette fusion est due à l’hydratation du manteau. L’eau provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le long du plan de Bénioff, les roches de la lithosphère océanique sont soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se déshydratent. Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent.