Chapitre 6 – La subduction, ses causes, et ses conséquences

Chapitre 6 – La subduction, ses causes, et ses conséquences magmatiques
Une création de lithosphère océanique a lieu en permanence au niveau des dorsales océaniques. Ce
mécanisme d'accrétion est lié à une expansion des fonds océaniques qui, au fil du temps, s'éloignent
de la dorsale.
Déplacement relatif des plaques lithosphériques en cm.an-1
Les forages sous-marins révèlent que l'âge des fonds
océaniques n'excède jamais 200 millions d'années (voir
act. 1.4) alors que l'on connaît des roches continentales
âgées de plus de 4 milliards d'années; il faut donc
admettre que la lithosphère océanique disparaît en
s'enfonçant dans le manteau. Cette disparition se réalise
au niveau de zones de convergence, dites zones de
subduction (sub : sous ; ducere : conduire). Ces régions présentent
des caractéristiques communes et des spécificités.
I. Les zones de subduction, des zones actives
Les zones de subduction, comme celles situées sur le
pourtour du Pacifique (Japon, côte ouest de l'Amérique
du sud...), dans la région des Antilles, ou au sud de
l'Italie (p.202), sont marquées par une activité
géologique intense :
- une activité sismique remarquable (les 3/4 de
l'énergie sismique globale sont dissipés dans ces
zones), voir répartition des séismes des 7 derniers
jours : http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/map/ ;
- une activité magmatique importante.
La disparition de la lithosphère océanique au niveau des
zones de subduction se produit :
- soit sous une lithosphère continentale; c'est le cas des
Andes. On parle de subduction océan-continent ; il en
résulte une marge continentale active (doc 1.a);
- soit sous une autre lithosphère océanique (cas des
Antilles). Ce type de zone de subduction océan-océan
est bordée d'une guirlande d'îles portant de nombreux
volcans actifs : un arc insulaire actif (doc 1.b).
Chapitre 6 – La subduction
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Doc. 2 ci-contre. Les foyers sismiques liés au
phénomène de subduction se répartissent en
profondeur sur une surface inclinée, dite plan de
Benioff, qui part à l'aplomb de la fosse et s'enfonce
sous le continent ou l'arc insulaire avec une
inclinaison variable (de 10 à 80° selon les zones).
L'existence de foyers sismiques entre 100 et 700 km
de profondeur tend à démontrer l'existence d'une
plaque lithosphérique froide et cassante qui
s'enfonce dans l'asthénosphère ductile. La
tomographie sismique confirme la plongée de la
lithosphère océanique par la présence d'une langue
qui s'enfonce obliquement et qui présente des
vitesses sismiques plus élevées, signe de l'existence
d'un matériel plus froid (= la lithosphère). Le plan de
Benioff matérialise le toit de la plaque plongeante.
n
pla
d
o
eni
B
e
ff
II. La densité, moteur de la subduction
Doc. 2-3 pp. 174-175 ; activité 17. Au fur et à mesure
qu'elle s'éloigne de la dorsale, la lithosphère
océanique se refroidit. L'asthénosphère sousjacente accompagne la lithosphère dans son mouvement de divergence. En s'éloignant de la dorsale,
les péridotites de l'asthénosphère se refroidissent aussi ; quand leur température passe en-dessous de
1300°C, elles deviennent rigides : elles sont devenues de la lithosphère. La croûte océanique se
déplace solidairement avec une semelle de manteau lithosphérique qui devient donc de plus en
plus épaisse en s'éloignant de la dorsale. Or la densité du manteau lithosphérique (3,3) est plus
élevée que celle de la croûte océanique (2,9) ; la densité globale de la lithosphère océanique
augmente donc en s'éloignant de la dorsale. La lithosphère océanique s'affaisse petit à petit (son
altitude diminue) : il y a subsidence thermique.
Quand la densité globale de la lithosphère océanique dépasse celle de l'asthénosphère (3,25), la
subduction peut alors se produire spontanément. Cela se produit à partir d'un âge de 50 Ma
environ. C'est le principal moteur de la subduction. Voir également activité 17.
Certains panneaux de lithosphère subduite atteignent la limite entre manteaux supérieur et inférieur.
D'autres s'enfonceraient même dans le manteau inférieur jusqu'à atteindre la limite noyau-manteau.
Accrétion, subduction et mouvements de convection dans le manteau
Accrétion océanique au niveau des dorsales et destruction de lithosphère océanique au
niveau des zones de subduction sont deux phénomènes qui se compensent.
Chapitre 6 – La subduction
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III. Un magmatisme lié au métamorphisme de la lithosphère océanique
1. Des laves visqueuses et explosives
Le volcanisme des zones de subduction est de type andésitique, c'est-à-dire qu'il produit des laves
riches en silice donc très visqueuses - voir doc. 4 p. 191 - (beaucoup plus que les basaltes qui se
forment au niveau des dorsales océaniques ou des points chauds) : des andésites, voire des rhyolites.
Ces laves donnent lieu à un volcanisme explosif : alors que dans le cas d'une lave fluide, les gaz
contenus dans la lave s'échappent au fur et à mesure sous forme de nombreuses bulles éclatant une
par une, dans le cas des laves andésitiques et rhyolitiques, très visqueuses, les gaz restent
emprisonnés, jusqu'à ce qu'ils s'échappent brutalement en entraînant une masse énorme de
fragments de lave incandescents. Souvent, le mélange gaz + particules incandescentes, trop
lourd pour s'élever dans les airs, dévale les pentes du volcan à une vitesse pouvant aller jusqu'à
600 km / h , formant une nuée ardente particulièrement dangereuse.
Types d'éruptions le plus souvent rencontrés dans les zones de subduction
La plus grande partie du magma n'atteint pas la surface mais cristallise en profondeur, il forme des
roches plutoniques (granodiorites), de même composition chimique que les andésites. Seule la
texture change : à quelques kilomètres (ou dizaines de kilomètres) sous la surface, le magma
refroidit lentement, de gros cristaux ont le temps de se former, et on obtient une texture grenue
(au lieu d'une texture microlithique).
Classification des principales roches des zones de subduction
- Feldspaths
Composition - Quartz
Feldspaths
(orthose
(Plagioclases)
Minéralogique
avec ou sans
- Pyroxène et/ou
plagioclases)
Amphiboles
Texture
- Biotite (mica noir)
Microlithique
Refroidissement rapide (quelques
A l'œil nu : existence de quelques gros cristaux
RHYOLITE
ANDESITE
heures ou jours)
visibles (phénocristaux), sur un fond uniforme
→ Roche volcanique
Au microscope : grands cristaux et petits cristaux
(microlithes) visibles dans une pâte non cristallisée
apparaissant noire en lumière polarisée analysée
(structure microlithique)
Grenue
GRANITE
DIORITE
Refroidissement lent (plusieurs
milliers ou dizaines de milliers
Cristaux visibles à l'œil nu.
d'années)
L'ensemble de la roche est entièrement cristallisé
→ Roche plutonique
Vitesse de refroidissement
(La formation d'un cristal
Magma riche en
Magma moyennement
prend beaucoup
silice (entre 65 et
riche en silice (entre
de temps.)
75%)
50 et 60 %)
Chimie du
magma
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2. Origine des magmas
Si l'on fait correspondre sur un même graphique les axes volcaniques de nombreuses subductions de
géométries variées, on constate que le plan de Benioff se trouve toujours à une profondeur d'une
centaine de kilomètres sous l'axe volcanique (doc. 1 p. 194, graphique en haut à droite). On peut ainsi
supposer que la genèse des magmas se réalise à cette profondeur et que les roches affectées par la
fusion sont soit celles de la croûte océanique soit les péridotites du manteau sus-jacent.
Des études géochimiques permettent de conclure que ce sont les péridotites du manteau
immédiatement situées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction qui fondent
partiellement.
3. Conditions de fusion des péridotites
Voir graphiques fournis en accompagnement, ou diaporama. Le géotherme des zones de
subduction ne permet pas la fusion des péridotites sèches. En revanche, un apport d'eau
abaisse la température de fusion partielle des péridotites; ainsi entre 80 et 130 km de profondeur,
la température de 1000 °C suffit pour provoquer la fusion partielle d'une péridotite, en présence d'eau.
Cette eau provient du métamorphisme des roches de la croûte océanique en subduction : voir point
suivant.
4. Origine de l'eau permettant la fusion partielle des péridotites
a. Hydrothermalisme près de la dorsale
Au niveau d'une dorsale, la croûte océanique qui vient de se former est fracturée. Elle est le siège
d'une
importante
circulation d'eau de mer.
Les gabbros de la croûte
sont encore à une
température
comprise
entre 600 et 900 °C.
Dans ce "climat", les
minéraux
du
gabbro
(pyroxène et feldspath
plagioclase) ne sont pas
stables et réagissent
entre eux pour donner un
minéral
hydraté,
la
hornblende (réaction 1
dans
le
diagramme
Pression-Température,
voir doc. 2 p. 195). On
aboutit à un métagabbro
à hornblende.
b. Vieillissement de la
croûte océanique
Au fur et à mesure qu'elle
s'écarte de la dorsale et
qu'elle refroidit, il se
forme des minéraux
encore plus hydratés :
chlorite
et
actinote
(réaction 2). On aboutit à
un métagabbro à chlorite
et actinote ; chlorite et
actinote sont des minéraux verts, on parle du faciès schistes verts.
Chapitre 6 – La subduction
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Ces transformations minéralogiques
à l'état solide (métamorphisme)
aboutissent à une hydratation des
minéraux de la croûte océanique
(incorporation d'eau sous forme de
radicaux -OH).
3
2
c. Métamorphisme HP-BT lors de la
subduction
1
Lors de la subduction, la croûte
océanique
est
entraînée
en
profondeur ; elle subit alors un
4
métamorphisme haute pression basse température (HP-BT) : vers
……… km de profondeur, le
métagabbro à chlorite-actinote subit
la réaction 3 et devient un
métagabbro à glaucophane (la
glaucophane est une amphibole
moins riche en eau que chlorite et
actinote ; elle est bleue, on parle du
faciès schistes bleus).
Diagramme de phase pour une roche de composition gabbroïque (données
expérimentales
obtenues avec cellule à enclume de diamant, doc. 1 p. 172)
Puis vers ……… km de profondeur,
ce métagabbro subit la réaction 4 et
devient une éclogite contenant grenat
et pyroxène jadéite, qui sont des
minéraux anhydres ( = sans eau).
Ce métamorphisme HP-BT aboutit
donc à une déshydratation des
minéraux de la croûte océanique et
à une importante libération d'eau.
Cette eau hydrate les péridotites de
la plaque sus-jacente et favorise
leur fusion partielle (≈10 %), donnant
un magma de nature basaltique.
Le magma, moins dense que la roche
qui l'entoure, remonte vers la surface,
en se faufilant dans des fractures
préexistantes. Il migre à travers le
manteau lithosphérique puis à travers
la
croûte,
et
est
stocké Déshydratation de la plaque plongeante et fusion partielle des péridotites
temporairement dans des réservoirs à
différentes profondeurs. La plus grande partie se solidifie finalement en profondeur, formant des roches
magmatiques plutoniques de type granodiorite, une petite partie atteint la surface, formant des roches
magmatiques volcaniques riches en silice, de type andésite. Ces roches contiennent des minéraux
hydroxylés c'est-à-dire contenant des radicaux -OH (………………………………………………………),
voir doc. 3 p. 193. Cela confirme que le magma à partir duquel elles se sont formées contenait de l'eau.
5. Pourquoi des laves riches en silice ?
Composition chimique d'une péridotite, d'un basalte et d'une andésite
SiO2
Al2O3
FeO + MgO
Na2O + K2O
CaO
44
2,1
50,5
0,36
1,9
Magma basaltique
49,2
15,4
16
4,8
9,6
Andésite
57,6
17,3
10,7
4,7
7,2
Péridotite
Chapitre 6 – La subduction
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Comparez la teneur en silice d'une péridotite, d'un magma basaltique et d'une andésite.
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
Quels problèmes posent ces constatations ?
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
Le document 3 p. 197 indique la température de cristallisation (les flèches indiquent alors l'ordre de
cristallisation) ou au contraire de fusion de différents minéraux. Le doc. 3 p. 193 (droite) indique leur
teneur en silice.
Y a-t-il un lien approximatif entre la température de fusion d'un minéral et sa teneur en silice (du type
plus …. plus/moins …) ?
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
Une péridotite portée à 1000°C (en présence d'eau) va fondre partiellement (aux alentours de 10%).
Indiquer quel(s) minéral(ux) va ou vont fondre à cette température. Effet sur la teneur en silice ?
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
Lorsqu'un magma de nature basaltique refroidit, l'ordre de cristallisation des minéraux est celui indiqué
dans le document 3 p. 197. Il faut imaginer qu'à chaque étape, ce qui reste du magma s'échappe et
remonte plus haut dans le manteau puis la croûte, dans d'autres réservoirs. Quel sera l'effet de cette
cristallisation fractionnée sur la teneur en silice du magma restant ?
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………………………………………
Conclusion du chapitre
● Les zones de subduction sont des zones de convergence (mouvement de deux plaques
lithosphériques l'une vers l'autre), où de la lithosphère océanique est détruite par enfoncement dans
l'asthénosphère. Elles sont le siège d'une sismicité et d'un magmatisme intenses (arc volcanique).
● L'évolution de la lithosphère océanique est un des moteurs de la subduction : au fur et à mesure
qu'elle s'éloigne de la dorsale, elle se refroidit, s'épaissit et devient plus dense. Lorsque sa densité
devient supérieure à celle de l'asthénosphère, sa subduction devient possible (elle « coule »).
● Le magmatisme est lié au métamorphisme de la croûte océanique : les magmas produits au niveau
des zones de subduction proviennent de la fusion partielle des péridotites du manteau
immédiatement situées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction.
Cette fusion partielle est permise par un apport en eau. Cette eau est issue du métamorphisme
des roches de la croûte océanique en subduction, métamorphisme HP-BT qui mène à la
déshydratation de cette croûte. L'eau ainsi libérée hydrate les péridotites situées juste au-dessus ;
cet apport d'eau abaisse la température de fusion partielle des péridotites; ainsi entre 80 et 130 km
de profondeur, la température de 1000 °C suffit pour provoquer la fusion partielle d'une péridotite. Les
magmas chauds ainsi produits, moins denses, montent. Certains arrivent en surface où, parce qu'ils
sont riches en silice donnent des laves visqueuses à l'origine d'un volcanisme explosif, et forment
des roches volcaniques de type andésite. Mais la plus grande partie de ces magmas cristallise
en profondeur, donnant des roches plutoniques de type granodiorite. Andésites et granodiorites
sont typiques de la croûte continentale. Les zones de subduction sont ainsi le lieu où de la croûte
continentale est créée ; on parle d'accrétion continentale.
Chapitre 6 – La subduction
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