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).
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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.
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 sous-
jacente 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.
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plan de Benioff

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
Composition
Minéralogique
Texture
- Quartz
- Feldspaths (orthose
avec ou sans
plagioclases)
- Biotite (mica noir)
- Feldspaths
(Plagioclases)
- Pyroxène et/ou
Amphiboles
Microlithique
A l'œil nu : existence de quelques gros cristaux
visibles (phénocristaux), sur un fond uniforme
Au microscope : grands cristaux et petits cristaux
(microlithes) visibles dans une pâte non cristallisée
apparaissant noire en lumière polarisée analysée
(structure microlithique)
RHYOLITE ANDESITE
Refroidissement rapide (quelques
heures ou jours)
→ Roche volcanique
Grenue
Cristaux visibles à l'œil nu.
L'ensemble de la roche est entièrement cristallisé
GRANITE DIORITE Refroidissement lent (plusieurs
milliers ou dizaines de milliers
d'années)
→ Roche plutonique
Magma riche en
silice (entre 65 et
75%)
Magma moyennement
riche en silice (entre
50 et 60 %)
Vitesse de refroidissement
(La formation d'un cristal
prend beaucoup
de temps.)
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.
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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).
c. Métamorphisme HP-BT lors de la
subduction
Lors de la subduction, la croûte
océanique est entraînée en
profondeur ; elle subit alors un
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).
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
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
SiO2Al2O3FeO + MgO Na2O + K2O CaO
Péridotite 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
Chapitre 6 – La subduction 5 / 6
Déshydratation de la plaque plongeante et fusion partielle des péridotites
Diagramme de phase pour une roche de composition gabbroïque (données
expérimentales obtenues avec cellule à enclume de diamant, doc. 1 p. 172)
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