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CHAPITRE 8 : LE MAGMATISME
EN ZONE DE SUBDUCTION
Introduction
Problème :
Quels sont les mécanismes géologiques à l’origine de la création de
magma au niveau des zones de subduction ?
Les chaînes de montagne présentent les traces d’ancienne zone de
subduction à l’origine de la disparition d’une lithosphère océanique.
Les zones de subduction actuelles sont des secteurs dans lesquels une
lithosphère océanique passe sous une autre portion de lithosphère et
s’enfouit au sein du manteau.
Ces zones sont caractérisées par une
intense activité sismique mais
aussi par un magmatisme
caractéristique.
La Ceinture de Feu du Pacifique
regroupe ainsi plus de 75% des
volcans émergés de la planète.
1. L'activité magmatique des zones de subduction.
A. Les caractéristiques du volcanisme des zones des subduction
On distingue le volcanisme effusif avec la prédominance de lave fluide…
…et le volcanisme explosif caractérisé par les projections de matériaux
(cendres, gaz …).
Les zones de subduction, qui caractérisent les marges actives des plaques
tectoniques, sont le siège d’un volcanisme brutal, souvent explosif, associé à
une forte sismicité.
Le volcanisme explosif des zones de subduction s’accompagnent
d’émission de gaz, cendres, nuées ardentes et de laves visqueuses.
Les éboulements et les explosions décapitent le volcan et ouvrent un grand
cratère. Cette phase majeure est caractérisée par la formation de nuées
ardentes, projections solides accompagnées de gaz en combustion à très
haute température, émises souvent à l’horizontale, à la vitesse initiale de
500 km/h et précédées d’une onde de choc meurtrière.
TP 15 : partie 1
On observe une relation entre l'âge du fond océanique et son pendage. En effet,
plus le fond océanique est âgé, plus le pendage est important.
Âge de la Lithosphère océanique
plongeante : 135 à 164 Ma
Âge de la Lithosphère océanique
plongeante : 83 à 96 Ma
Âge de la Lithosphère océanique
plongeante : 23.5 à 65 Ma
Âge de la Lithosphère océanique
plongeante : 5 à 23.5 Ma
On observe que la distance entre les volcans et le sommet de la plaque
plongeante est d'environ 90 à 100 km.
On peut supposer que c'est à cette profondeur que se forme le magma qui
donnera naissance aux volcans situés à l'aplomb.
Dans le cas de la coupe 4, le pendage est très faible et atteint difficilement les
100 km de profondeur, ce qui explique l'absence de magma et donc de volcans.
Bilan (Etape 4) :
Il existe une relation entre le pendage de la plaque plongeante et la
distance des volcans par rapport à la fosse. Plus le pendage est élevé
(donc plus la plaque plongeante est âgée et dense), moins la distance
fosse – volcans est importante. En effet, avec un pendage élevé, la
plaque plongeante atteint rapidement les 100 km permettant la
création d'un magma relativement proche de la fosse.
La cristallisation d'un magma peut aboutir à deux roches de structures
différentes en fonction de la vitesse de refroidissement.
Par contre, un magma qui se forme en
profondeur refroidit lentement, il
cristallise une roche de type grenue.
C'est une roche plutonique.
Exemple : Diorite - Granit
Ainsi, un magma atteignant la surface,
refroidit rapidement. La roche qui
cristallise est de type microlithique.
C'est une roche volcanique.
Exemple : Andésite - Rhyolite
Prisme d’accrétion
Chaîne de montagnes
Fosse
Volcans
Basalte/
Gabbro
Péri
dotite
rigi
de
Péri
do
tite
du
cti
le
10km
30km
60km
Isotherme 1200°C
RhyoliteAndésite
Granitoïdes
(granit – diorite)
Roches
volcaniques
Roches
plutoniques
Andésite
L’andésite est une roche volcanique porphyrique(=qui contient des
phénocristaux) constituée d’une pâte microlithique grise plus ou
moins claire dans laquelle des phénocristaux sont très abondants.
On observe surtout deux minéraux:
➢ Des plagioclases (blanc en LPNA et blanc à gris en LPA avec
des macles multiples (« code barre »);
➢ Des pyroxènes (brun-clair en LPNA, jaune-orangé en LPA)
➢ Parmi les minéraux accessoires, de l’amphibole (hornblende,
cristaux bruns)
B. Les roches magmatiques des zones de subduction
Diorite
La diorite est une roche entièrement cristallisée (grenue), elle possède :
➢ Des plagioclases (blanc en LPNA et blanc à gris en LPA avec des
macles multiples (« code barre »);
➢ Des minéraux colorés qui sont la biotite (mica noir) et l'hornblende
(amphibole)
Rhyolite
La rhyolite, équivalent volcanique du granite, se caractérise par la
présence :
➢ de phénocristaux de quartz (section hexagonale).
➢ Les gros cristaux à l'aspect "sale" sont des feldspaths.
➢ Les minéraux ferro-magnésiens sont rares.
➢ Le fond microcristallin - la pâte- est constitué des mêmes minéraux
auxquels s'ajoutent des oxydes métalliques (les "opaques").
Qz
Fedsp
Qz
Feldsp
pâte
Diminution de la
température de
refroidissement
L'expérience de refroidissement de la vanilline à des températures
différentes montre bien que :
Plus le refroidissement s'effectue à basse température, plus la
cristallisation est rapide, plus la taille des minéraux est réduite. Ce
qui tend à expliquer l'acquisition de la structure microlithique.
Inversement lorsque la température est élevée, la cristallisation est
lente, les minéraux sont de grande taille, la structure est grenue.
Composition
minéralogique
Structure
Quartz
Feldspaths Orthose
avec ou pas de F.
Plagioclases
minéraux
secondaires : biotite -
amphibole
Quartz
Feldspaths
Plagioclases (plus
abondant que les F.
orthose)
minéraux
secondaires : biotite –
amphibole - pyroxène
Feldspaths
Plagioclases
Amphibole verte
(Hornblende)
biotite et pyroxène
plus rares
Microlithique Rhyolite Dacite AndésiteRefroidissement
rapide
Grenue Granite Granodiorite DioriteRefroidissement
lent
Magma riche en
silice (entre 65 et 75
%)
Magma assez riche
en silice
(entre 60 et 65 %)
Magma
moyennement
riche en silice (entre
50 et 60%)
Vitesse de
refroidissement
Chimie du magma
Comment expliquer le caractère explosif de ce type de
volcan ?
La teneur en silice SiO2 des magmas est le
plus fréquemment comprise entre 45% et 65%.
Les magmas à 45% sont dits pauvres en silice
et les magmas à 65% sont dits riches en silice.
C’est cette teneur en silice qui détermine la
viscosité du magma, c’est-à-dire la résistance
à l’écoulement.
Plus un magma est riche
en silice, plus il est
visqueux, ce qui est le cas
des magmas produits en
zone de subduction.
La forte viscosité de la lave
bloque le dégazage
progressif du magma au
cours de sa remontée si bien
que, parvenus en surface, les
gaz piégés dans la lave se
détendent violemment, ce
qui provoque l’explosion
du volcan.
2. La formation du magma dans les zones de subduction.
A. L'origine du magma des zones de subduction
On remarque que tous les plans de Bénioff
(ou plan de subduction) se croisent aux
alentours de 100 à 140 km de profondeur,
or c'est à l'aplomb de ce croisement que l'on
trouve les volcans.
On peut donc supposer que le magma à
l'origine de ce volcanisme se fabrique entre
100 km et 140 km de profondeur.
A ce stade de l'étude, il
est difficile de savoir
quelle est la roche qui
entre en fusion pour
former le magma,
néanmoins en se basant
uniquement sur la
profondeur trouvée avec
le document précédent,
on peut supposer que ce
serait plutôt la roche
du manteau
chevauchant : la
péridotite
Reportons les points A,B,C,D,E,F,G du document 2 sur les graphiques.
A
BC
EF
GD
On remarque que seuls les points A, B et C sont dans des conditions de
pression et de température permettant une fusion partielle (solide + liquide) à
la condition que la péridotite qui entre en fusion soit hydratée.
On remarque également que la basalte de la croûte océanique ne peut pas
entrer en fusion ainsi que le manteau de la planque plongeante, les conditions
qu'ils rencontrent sont dans la partie solide des graphiques.
Comment cette condition d'hydratation peut-elle être effectuée ?
Minéraux Formule chimique
Feldspath alcalin (K, Na)Si3AlO8
Feldspath plagioclase (Ca, Na)Si2Al2O8
Pyroxène (Ca, Fe, Mg)SiO3
Amphibole (hornblende) NaCa2(Mg, Fe)4Si6Al3O22
(OH)2
Chlorite (Fe,Mg,Al)6(Si,Al)4O10(OH)8
Actinote Ca(Mg,Fe)5SiO8, 2(OH)2
Amphibole bleue :
Glaucophane (Na2Mg3Al2[Si8O22](OH)2
Grenat Mg3Al2Si3O12
On remarque que lors de la subduction,
les minéraux se transforment par des
réactions du métamorphisme. Ainsi, le
passage du faciès schiste vert à celui de
schiste bleu transforme la chlorite et
l'actinote en glaucophane et en eau.
De même lors du passage schiste bleu
vers éclogite, ou cette fois la
glaucophane se transforme en jadéite et
grenat en libérant aussi de l'eau
Dans un premier temps (1→2),
lorsque la lithosphère océanique
s'éloigne de la dorsale, basalte et
gabbro subissent un
hydrothermalisme (circulation
d'eau dans les fractures du
plancher océanique :
métamorphisme de BP/HT).
Ainsi, basalte et gabbro subissent
des transformations
minéralogiques se caractérisant
par l'apparition de minéraux «
hydratés » (ex : chlorite).
Dans un second temps, le long du plan de Wadati-Bénioff, les roches de la
lithosphère océanique sont soumises à des conditions de P et de T
différentes de celle de leur formation.
Ainsi les transformations métamorphiques subies par la croûte
océanique libèrent de l’eau, notamment le passage des métagabbros du
faciès schiste verts au faciès schiste bleus (2→3)et du faciès schiste bleus au
faciès éclogite (3→4).
L’eau libérée au niveau du manteau de la lithosphère chevauchante provient
donc de la lithosphère plongeante.
Transformations de la lithosphère
océanique à proximité de la dorsale
Transformations de la lithosphère océanique
dans les zones de subduction
Schéma bilan
Roches magmatiques
de la lithosphère
océanique: gabbro G1
Roches magmatiques
Fusion partielle du manteau
Métamorphisme
hydrothermal: G2
roches
métamorphiques de la
lithosphère océanique
non subduite
schistes verts schistes bleus éclogites
G3 G4 G5
Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction
départ d’H2O
H2OH2O
pyroxène amphibole chlorite glaucophane grenat
hornblende actinote ou (amphibole bleue) jadéite
feldspath plagioclase amphibole verte
T°
P°
0
50
100
Transformations de la lithosphère océanique à
proximité de la dorsale
Transformations de la lithosphère océanique dans les zones de
subduction
Schéma bilan
Roches magmatiques
de la lithosphère
océanique: gabbro G1
Roches magmatiques
Fusion partielle du manteau
Métamorphisme
hydrothermal: G2
roches métamorphiques de
la lithosphère océanique
non subduite
schistes verts schistes bleus éclogites
G3 G4 G5
Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction
départ d’H2O
H2OH2O
P°T°
pyroxène chlorite grenat
olivine amphibole hornblende actinote ou glaucophane jadéite
feldspath plagioclase amphibole verte (amphibole bleue)
Associations
minérales
H20
Lithosphère océanique plongeante:
Croûte + manteau lithosphérique
asthénosphère
G3: SVG4: SB
G5: E
pluton de
granodiorite
Roches volcaniques
zone de fusion
partielle
H2O
axe de la dorsalefosse:
relief négatifprisme d’accrétion
sédimentaire
Arc magmatique: relief positif
0
50
100
