Chapitre 6 – La subduction, ses causes, et ses conséquences magmatiquesUne création de lithosphère océanique a lieu en permanence au niveau des dorsales océaniques. Cemécanisme d'accrétion est lié à une expansion des fonds océaniques qui, au fil du temps, s'éloignentde la dorsale.

Déplacement relatif des plaques lithosphériques en cm.an -1

Les forages sous-marins révèlent que l'âge des fondsocéaniques n'excède jamais 200 millions d'années (voiract. 1.4) alors que l'on connaît des roches continentalesâgées de plus de 4 milliards d'années; il faut doncadmettre que la lithosphère océanique disparaît ens'enfonçant dans le manteau. Cette disparition se réaliseau niveau de zones de convergence, dites zones desubduction (sub : sous ; ducere : conduire). Ces régions présententdes caractéristiques communes et des spécificités.

I. Les zones de subduction, des zones activesLes zones de subduction, comme celles situées sur lepourtour du Pacifique (Japon, côte ouest de l'Amériquedu sud...), dans la région des Antilles, ou au sud del'Italie (p.202), sont marquées par une activitégéologique intense :- une activité sismique remarquable (les 3/4 del'énergie sismique globale sont dissipés dans ceszones), voir répartition des séismes des 7 derniersjours : http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/map/ ;- une activité magmatique importante.La disparition de la lithosphère océanique au niveau deszones de subduction se produit :- soit sous une lithosphère continentale; c'est le cas desAndes. On parle de subduction océan-continent ; il enrésulte une marge continentale active (doc 1.a);- soit sous une autre lithosphère océanique (cas desAntilles). Ce type de zone de subduction océan-océanest bordée d'une guirlande d'îles portant de nombreuxvolcans actifs : un arc insulaire actif (doc 1.b).

Chapitre 6 – La subduction 1 / 6

Doc. 2 ci-contre. Les foyers sismiques liés auphénomène de subduction se répartissent enprofondeur sur une surface inclinée, dite plan deBenioff, qui part à l'aplomb de la fosse et s'enfoncesous le continent ou l'arc insulaire avec uneinclinaison variable (de 10 à 80° selon les zones).L'existence de foyers sismiques entre 100 et 700 kmde profondeur tend à démontrer l'existence d'uneplaque lithosphérique froide et cassante quis'enfonce dans l'asthénosphère ductile. Latomographie sismique confirme la plongée de lalithosphère océanique par la présence d'une languequi s'enfonce obliquement et qui présente desvitesses sismiques plus élevées, signe de l'existenced'un matériel plus froid (= la lithosphère). Le plan deBenioff matérialise le toit de la plaque plongeante.

II. La densité, moteur de la subductionDoc. 2-3 pp. 174-175 ; activité 17. Au fur et à mesurequ'elle s'éloigne de la dorsale, la lithosphèreocéanique 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 de1300°C, elles deviennent rigides : elles sont devenues de la lithosphère. La croûte océanique sedéplace solidairement avec une semelle de manteau lithosphérique qui devient donc de plus enplus épaisse en s'éloignant de la dorsale. Or la densité du manteau lithosphérique (3,3) est plusélevée que celle de la croûte océanique (2,9) ; la densité globale de la lithosphère océaniqueaugmente donc en s'éloignant de la dorsale. La lithosphère océanique s'affaisse petit à petit (sonaltitude diminue) : il y a subsidence thermique. Quand la densité globale de la lithosphère océanique dépasse celle de l'asthénosphère (3,25), lasubduction peut alors se produire spontanément. Cela se produit à partir d'un âge de 50 Maenviron. 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 auniveau des zones de subduction sont deux phénomènes qui se compensent.

Chapitre 6 – La subduction 2 / 6

plan de Benioff

III. Un magmatisme lié au métamorphisme de la lithosphère océanique

1. Des laves visqueuses et explosivesLe volcanisme des zones de subduction est de type andésitique, c'est-à-dire qu'il produit des lavesriches en silice donc très visqueuses - voir doc. 4 p. 191 - (beaucoup plus que les basaltes qui seforment 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 gazcontenus dans la lave s'échappent au fur et à mesure sous forme de nombreuses bulles éclatant unepar une, dans le cas des laves andésitiques et rhyolitiques, très visqueuses, les gaz restentemprisonnés, jusqu'à ce qu'ils s'échappent brutalement en entraînant une masse énorme defragments de lave incandescents. Souvent, le mélange gaz + particules incandescentes, troplourd pour s'élever dans les airs, dévale les pentes du volcan à une vitesse pouvant aller jusqu'à600 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 desroches plutoniques (granodiorites), de même composition chimique que les andésites. Seule latexture change : à quelques kilomètres (ou dizaines de kilomètres) sous la surface, le magmarefroidit 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

CompositionMinéralogique

Texture

- Quartz- Feldspaths (orthoseavec ou sansplagioclases)- Biotite (mica noir)

- Feldspaths(Plagioclases)- Pyroxène et/ouAmphiboles

Microlithique

A l'œil nu : existence de quelques gros cristauxvisibles (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 ANDESITERefroidissement 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 (plusieursmilliers ou dizaines de milliers

d'années)→ Roche plutonique

Magma riche ensilice (entre 65 et

75%)

Magma moyennementriche en silice (entre

50 et 60 %)

Vitesse de refroidissement(La formation d'un cristal

prend beaucoupde temps.)

Chimie dumagma

Chapitre 6 – La subduction 3 / 6

2. Origine des magmasSi l'on fait correspondre sur un même graphique les axes volcaniques de nombreuses subductions degéométries variées, on constate que le plan de Benioff se trouve toujours à une profondeur d'unecentaine de kilomètres sous l'axe volcanique (doc. 1 p. 194, graphique en haut à droite). On peut ainsisupposer que la genèse des magmas se réalise à cette profondeur et que les roches affectées par lafusion 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 manteauimmédiatement situées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction qui fondentpartiellement.

3. Conditions de fusion des péridotitesVoir graphiques fournis en accompagnement, ou diaporama. Le géotherme des zones desubduction ne permet pas la fusion des péridotites sèches. En revanche, un apport d'eauabaisse 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 pointsuivant.

4. Origine de l'eau permettant la fusion partielle des péridotitesa. Hydrothermalisme près de la dorsale

Au niveau d'une dorsale, la croûte océanique qui vient de se former est fracturée. Elle est le sièged'une importantecirculation d'eau de mer.Les gabbros de la croûtesont encore à unetempérature compriseentre 600 et 900 °C.Dans ce "climat", lesminéraux du gabbro(pyroxène et feldspathplagioclase) ne sont passtables et réagissententre eux pour donner unminéral hydraté, lahornblende (réaction 1dans le diagrammePression-Température,voir doc. 2 p. 195). Onaboutit à un métagabbroà hornblende.

b. Vieillissement de lacroûte océanique

Au fur et à mesure qu'elles'écarte de la dorsale etqu'elle refroidit, il seforme des minérauxencore plus hydratés :chlorite et actinote(réaction 2). On aboutit àun métagabbro à chloriteet actinote ; chlorite etactinote sont des minéraux verts, on parle du faciès schistes verts.

Chapitre 6 – La subduction 4 / 6

Ces transformations minéralogiquesà l'état solide (métamorphisme)aboutissent à une hydratation desminéraux de la croûte océanique(incorporation d'eau sous forme deradicaux -OH).

c. Métamorphisme HP-BT lors de lasubduction

Lors de la subduction, la croûteocéanique est entraînée enprofondeur ; elle subit alors unmétamorphisme haute pression -basse température (HP-BT) : vers……… km de profondeur, lemétagabbro à chlorite-actinote subitla réaction 3 et devient unmétagabbro à glaucophane (laglaucophane est une amphibolemoins riche en eau que chlorite etactinote ; elle est bleue, on parle dufaciès schistes bleus).Puis vers ……… km de profondeur,ce métagabbro subit la réaction 4 etdevient une éclogite contenant grenatet pyroxène jadéite, qui sont desminéraux anhydres ( = sans eau).Ce métamorphisme HP-BT aboutitdonc à une déshydratation desminéraux de la croûte océanique età une importante libération d'eau.Cette eau hydrate les péridotites dela plaque sus-jacente et favoriseleur fusion partielle (≈10 %), donnantun magma de nature basaltique.Le magma, moins dense que la rochequi l'entoure, remonte vers la surface,en se faufilant dans des fracturespréexistantes. Il migre à travers lemanteau lithosphérique puis à traversla croûte, et est stockétemporairement dans des réservoirs àdifférentes profondeurs. La plus grande partie se solidifie finalement en profondeur, formant des rochesmagmatiques plutoniques de type granodiorite, une petite partie atteint la surface, formant des rochesmagmatiques volcaniques riches en silice, de type andésite. Ces roches contiennent des minérauxhydroxylés 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

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)

1

23

4

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 decristallisation) ou au contraire de fusion de différents minéraux. Le doc. 3 p. 193 (droite) indique leurteneur en silice.Y a-t-il un lien approximatif entre la température de fusion d'un minéral et sa teneur en silice (du typeplus …. 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 indiquédans le document 3 p. 197. Il faut imaginer qu'à chaque étape, ce qui reste du magma s'échappe etremonte plus haut dans le manteau puis la croûte, dans d'autres réservoirs. Quel sera l'effet de cettecristallisation fractionnée sur la teneur en silice du magma restant ?

………………………………………………………………………………………………………………………

………………………………………………………………………………………………………………………

………………………………………………………………………………………………………………………

………………………………………………………………………………………………………………………

Conclusion du chapitre● Les zones de subduction sont des zones de convergence (mouvement de deux plaqueslithosphériques l'une vers l'autre), où de la lithosphère océanique est détruite par enfoncement dansl'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 mesurequ'elle s'éloigne de la dorsale, elle se refroidit, s'épaissit et devient plus dense. Lorsque sa densitédevient 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 niveaudes zones de subduction proviennent de la fusion partielle des péridotites du manteauimmédiatement situées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction.Cette fusion partielle est permise par un apport en eau. Cette eau est issue du métamorphismedes roches de la croûte océanique en subduction, métamorphisme HP-BT qui mène à ladéshydratation 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 kmde profondeur, la température de 1000 °C suffit pour provoquer la fusion partielle d'une péridotite. Lesmagmas chauds ainsi produits, moins denses, montent. Certains arrivent en surface où, parce qu'ilssont riches en silice donnent des laves visqueuses à l'origine d'un volcanisme explosif, et formentdes roches volcaniques de type andésite. Mais la plus grande partie de ces magmas cristalliseen profondeur, donnant des roches plutoniques de type granodiorite. Andésites et granodioritessont typiques de la croûte continentale. Les zones de subduction sont ainsi le lieu où de la croûtecontinentale est créée ; on parle d'accrétion continentale.

Chapitre 6 – La subduction 6 / 6