THEME 2B

THEME 2B
CH2: ZONES DE SUBDUCTION ET
PRODUCTION DE CROUTE
CONTINENTALE
introduction
Volcanisme
continental
Volcanisme
sous marin
Quelles sont les caractéristiques du volcanisme des zones de subduction?
Quelle est l’origine du magmatisme des zones de subduction?
Comment expliquer la production de matériaux continentaux en lien avec ces zones?
I- le volcanisme des zones de subduction.
Caractéristiques :
magma (en profondeur) / lave (à la surface) très visqueuse
et riche en gaz ( CO2, SO2, N2, H2…).
explosions (difficulté des gaz à sortir – augmentation de
pression)
Les éruptions volcaniques peuvent être classées en fonction
d'un indice d'explosivité volcanique (VEI en anglais).
coulées pyroclastiques et des nuées ardentes : mélange de
débris de taille variables, de cendres et de gaz à haute
température et se propageant à grande vitesse (jusqu'à 500
km/h)
La phase paroxysmique est souvent suivi de la formation
d'un dôme (lave qui ne s'écoule pas) qui peut être détruit au
cours d'un nouveau cycle explosif
Explosions et viscosité du magma
La composition chimique d'un magma joue un rôle clé dans la
détermination de sa viscosité, c'est-à-dire dans la résistance qu'il
manifeste face à l'écoulement. Cette résistance est fonction des
frictions internes provenant des différentes liaisons chimiques à
l'intérieur du liquide et notamment de la liaison Si-0. Ce facteur
étant le plus important, les laves sont donc d'autant plus
visqueuses qu'elles sont riches en silice. Or, les magmas produits
dans les zones de subduction sont riches en silice
II- les roches magmatiques dans les zones de subduction.
Dans les zones de subduction coexistent des roches
volcaniques et des roches plutoniques
Roches volcaniques
Les roches volcaniques, principalement des andésites et des rhyolites, présentent une
structure microlitique : la plus grande partie de la roche est formée de microlites (cristaux
microscopiques en aiguilles) noyés dans un verre non cristallisé. Une telle structure révèle
un refroidissement rapide du magma en surface à la suite d'une éruption.
Roche plutonique
Les roches plutoniques, essentiellement des granitoïdes, présentent une
structure grenue : elles sont entièrement cristallisées et composées de grains
jointifs (des cristaux visibles à l'œil nu et non orientés dans un plan particulier).
Une telle structure révèle un refroidissement lent en profondeur, à l'intérieur
d'une grosse « bulle » que l'on appelle un pluton.
Roches volcaniques et roches plutoniques des zones de subduction ont une
composition chimique apparentée indiquant qu'elles se forment à partir de la
cristallisation d'un même type de magma.
La composition chimique et
minéralogique des
andésites et de la diorite
sont identiques;
Ces deux roches sont
issues du refroidissement
d'un même magma
Des roches riches en minéraux hydroxylés
La présence d'un magma andésitique dans une chambre magmatique entraine une
cristallisation des minéraux dans un ordre bien défini : on parle de cristallisation
fractionnée.
Les premiers minéraux à cristalliser seront les pyroxènes et les amphiboles puis les autres
minéraux caractéristiques de la diorite (roche ignée A) si le magma reste dans la chambre
(Fedspaths plagioclases, biotite et quartz).
doc1ap 176
Dans ces zones de subduction , le sommet de la lithosphère subduite se
trouve entre 90 et 140 km de profondeur à l’aplomb de l’arc volcanique
présent sur la plaque chevauchante.
La distance entre la fosse et l’arc volcanique est variable d’une zone de
subduction à l’autre : cette distance est d’autant plus faible que la lithosphère
subduite est fortement inclinée.
Le géotherme continental qui traduit l’évolution de la température en fonction de
la profondeur dans la lithosphère continentale montre qu’habituellement entre 80
et plus de 100 km de profondeur, les conditions de pression et de température qui
règnent dans cette zone ,ne permettent pas d’y envisager une fusion partielle
pour des péridotites anhydres. En revanche la fusion partielle des péridotites
devient possible si les péridotites sont hydratées.
• Les différences de température de fusion et de
composition chimique entre les roches de la croûte
continentale et celles de la croûte océanique sont telles
que les magmas qui se forment en zone de subduction
ne peuvent pas provenir d'une fusion des matériaux de
la plaque plongeante. Ils doivent donc avoir pour
origine une fusion partielle du manteau de la plaque
lithosphérique chevauchante, au-dessus du plan de
Bénioff.
• Or, les péridotites du manteau sont composées
essentiellement de pyroxènes et d'olivine, minéraux
anhydres, c'est-à-dire dépourvus de groupements OH.
• Se pose alors le problème de l'origine de l'eau dans les
minéraux des roches de la croûte continentale.
III- LA GENESE DES MAGMAS EN ZONE DE SUBDUCTION
1) Origine de l’eau nécessaire à la fusion partielle de la péridotite
La croûte océanique qui subit la
subduction est une croûte très
hydratée : lors de leur histoire
océanique, les basaltes et gabbros
qui la constituent ont en effet été
transformés par les circulations
hydrothermales.
En s’éloignant de la dorsale, la CO
subit des modifications: les
basaltes et les gabbros de la
croûte océanique ne sont plus
dans l'équilibre existant lors de leur
formation, ils vont alors subir un
métamorphisme.
Du gabbro au métagabbro
dorsale
Le refroidissement progressif et
l'hydratation des roches du plancher
océanique entraîne un métamorphisme
hydrothermal qui induit, dans un premier
temps, la formation les minéraux
hydratés (hornblende, chlorite, actinote :
minéraux présentant des groupements
hydroxyle OH) : faciès des métagabbros
à hornblende puis faciès des schistes
verts
Fosse de
subduction
éclogite
Schiste vert
Schiste bleu
gabbro
conditions d'équilibre des associations
minérales de la croûte océanique
Plaque plongeante
Puis l’augmentation continue de profondeur et de pression liée à la
subduction contribue à la mise en place d'un métamorphisme HP / BT
qui aboutit à la formation de minéraux déshydratés (glaucophane des
F. Schiste Bleus et Grenat des Eclogites).
Ce métamorphisme expulse de l’eau dans le manteau lithosphérique
de la plaque continentale et cette eau abaisse le solidus du manteau
et entraîne sa fusion partielle de la plaque chevauchante
IV-subduction et accrétion
continentale
L’apport de magma sous la
croute continentale et à
l’intérieur de celle-ci permet la
formation de nouveaux
matériaux continentaux.
Ce magmatisme de
subduction est le principal
« fabricant » de croute
continentale « moderne »: on
qualifie cette production
d’accrétion continentale
La fusion partielle des péridotites hydratées produit un magma originel de
composition basaltique. La composition chimique de ce dernier se modifie
ensuite :
- son refroidissement très lent s'accompagne d'une cristallisation progressive,
qui commence par celle des minéraux les plus pauvres en silice (ce qui
enrichit le magma résiduel en silice) ;
- il peut aussi s'enrichir en silice en fondant les matériaux de la croûte
continentale encaissante.
Finalement, les roches magmatiques produites, qu'elles soient volcaniques ou
plutoniques, sont essentiellement de composition granitique ou dioritique.
50
100
H2
O
km 150
L'étude des domaines continentaux anciens a conduit les géologues à admettre
que cette accrétion n'a pas été constante au cours du temps : très importante
entre - 3 et - 1 Ma, elle a beaucoup diminué ensuite. Aujourd'hui, création et
destruction de la croûte continentale s'équilibrent à peu près, la surface totale de
croûte continentale ne change donc
IV- Un changement de densité à
l’origine de la subduction.
1- le déclenchement de la subduction
Doc 1 a et b p154
Au niveau de la dorsale,
la lithosphère
nouvellement formée,
mince et chaude,
« flotte » sur
l'asthénosphère car elle
est moins dense.
Le flux géothermique est élevé au niveau des dorsales et diminue
lorsqu'on s'en éloigne. Cette baisse du flux géothermique varie selon
les dorsales et peut être mis en lien avec la subsidence du plancher
océanique.
Cette baisse du flux géothermique s'accompagne d'un
approfondissement de l’ensemble des isothermes ce qui traduit un
refroidissement de la lithosphère océanique au cours du temps.
À mesure qu'elle vieillit, en s'éloignant de la dorsale, la lithosphère
océanique se refroidit et son épaisseur augmente. En effet, la limite
entre lithosphère et asthénosphère dépend de l'état physique et
donc de la température des matériaux.
La subsidence occasionnée est donc d’origine thermique (principe
d'isostasie – modèle de Pratt)
2- le déséquilibre des densités
Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique
finit par devenir supérieure à celle du manteau
asthénosphérique.
La plaque, un temps maintenue en surface par la
lithosphère voisine, finit par sombrer dans le manteau
à la faveur des mouvements tectoniques globaux de
convergence des plaques.
Ainsi, l'âge de la lithosphère océanique n'excède donc pas 200 Ma.