8 Les zones de subduction

Lors de la fermeture d’un océan, la subduction d’une plaque océanique s’accompagne de la création de reliefs (arc volcanique, accumulation de sédiments marins déformés). Les continents qui le bordaient finissent par entrer en contact : un tel affrontement provoque la surrection d’une chaîne de montagne dite de collision. Les Alpes et l’Himalaya, par exemple, ont une telle origine. 

I L’évolution de la lithosphère océanique

La lithosphère océanique est produite au niveau des dorsales. Les gabbros  de la croûte océanique, au fur et à mesure qu’ils s'éloignent de la dorsale,  subissent avec le temps des transformations métamorphiques : ils deviennent des métagabbros. 

Les premiers métagabbros du plancher océanique vieillissant sont les métagabbros à Hornblende (famille des Amphiboles). Lors de leur éloignement à la dorsale, ils continuent de se refroidir et subissent de nouvelles transformations donnant alors des roches appelées métagabbros du domaine des schistes verts qui renferment des Chlorites (minéraux verts témoignant d’une importante hydratation) et de l’Actinote. Lors de ce trajet hydratant, la densité des roches augmente légèrement.

Lors du plongement de la lithosphère océanique, les métagabbros du domaine des « schistes verts » sont transformés en métagabbros « schistes bleus » dont les reflets bleutés sont dûs à la présence d’une Amphibole bleue : le Glaucophane. Les métagabbros du domaine des schistes bleus entraînés davantage en profondeur sont transformés en Éclogite : des Grenats ( de couleur bordeaux) y apparaissent associés à un Pyroxène vert, la Jadéite.

Éclogite

©RS.2015

Le Glaucophane, le Grenat et la Jadéite ne peuvent se former que dans des conditions de température et de pression qui caractérisent les zones de subduction. Ils témoignent en outre d’une déshydratation intense subie par les métagabbros. 

Ainsi sur un diagramme Pression/Température, il est possible de retracer le chemin emprunté par une roche de la croûte océanique : d'abord dans un trajet hydratant avec pression constante et température qui diminue ( atteinte du stade schistes verts) en s'éloignant de la dorsale, puis quand elle entre en subduction, un trajet déshydratant avec hausse de pression et légère réhausse de température ( stades schistes bleus puis éclogite).

Trajets d’un gabbro océanique entrant en subduction :

source : Domaines stabilite.jpg, ECE geology exam - 2011 programs - Baccalauréat - France http://eduscol.education.fr/cid47782/liste-des-situations-d-evaluation.html, Ce document est une reproduction d’un texte officiel (loi, règlement, etc.) publié au Journal officiel de la République française. Il n’est donc couvert par aucun droit d’auteur.

II/ Le moteur de la subduction

La subduction de la lithosphère océanique est la conséquence d’une modification de ses propriétés au cours du temps. La limite entre la lithosphère et l’asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux. Au niveau de la dorsale, la lithosphère nouvellement formée mince et chaude, « flotte » sur l’asthénosphère car elle est moins dense.  À mesure qu’elle vieillit, en s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit et l’isotherme 1300°C descend en profondeur. En effet, la limite entre lithosphère et asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux.

Avec le temps la densité de la lithosphère océanique finit par devenir supérieure à celle du manteau asthénosphérique. La plaque, jusqu’à présent  maintenue en surface par la lithosphère voisine jouant le rôle de flotteur,se désolidarise de celle-ci et finit par plonger dans le manteau à la faveur des mouvements tectoniques globaux de convergence des plaques. La plaque subduite de densité élevée provoque une traction de la lithosphère océanique restée en surface. Cette traction gravitaire est à l’origine de l’ouverture de la croûte océanique et de la naissance des dorsales.

III Production de nouveaux matériaux continentaux

Au niveau des dorsales océaniques il se produit une création permanente de lithosphère océanique par accrétion. La lithosphère océanique âgée disparaît dans les profondeurs du globe au niveau des zones de subduction. Au dessus de ces zones de subduction, on observe un volcanisme important à l’origine de la croûte continentale.

A/ Deux sortes de roches produites

Les zones de subduction sont marquées par un volcanisme explosif caractérisé par des coulées pyroclastiques de matériel chaud et des nuées ardentes, violentes coulées de gaz et de cendres (300°C, 200 à 600 km/h). Les édifices volcaniques présentent un dôme de lave mis en place à la fin de chaque éruption ( obturant ainsi le cratère)  et détruit lors de l’éruption suivante. L’éruption est provoquée par l’accumulation des gaz dans un magma visqueux (T° faible 800°C, magma acide c’est à dire riche en silice). La viscosité (résistance face à l’écoulement) est le résultat des frictions internes provenant des différentes liaisons chimiques à l’intérieur du magma et notamment des liaisons SiO₂.

Panache de cendres:

source :  Nuage de cendres : MSH80 st helens eruption plume 07-22-80.jpg par Mike Doukas via wikimédia commons, domaine public, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:MSH80_st_helens_eruption_plume_07-22-80.jpg?uselang=fr

Nuée ardente :

source : Nuée ardente: Pyroclastic flows at Mayon Volcano-2010-20-08.jpg par Pyroclastic_flows_at_Mayon_Volcano.jpg: C.G. Newhall derivative work: Probaway (d) via Wikimedia commons, domain public, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Pyroclastic_flows_at_Mayon_Volcano-2010-20-08.jpg?uselang=fr

Dôme de lave visqueuse :

source : Dôme volcanique : Cratère Volcan de Colima avec tapon.JPG par Universidad de Colimavia wikimédai commons, CC-BY-SA-4.0,3.0,2.5,2.0,1.0.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Volcan_de_Colima_Crater_con_tapon.JPG

Dans les zones de subduction on peut trouver en surface, différentes  roches volcaniques à caractère plutôt acide comme la rhyolite, la dacite ou encore l’andésite. En profondeur on trouve des roches plutoniques de même composition chimique que leur équivalente de surface à savoir : granite, granodiorite ou diorite. Les roches magmatiques se caractérisent selon leur composition chimique et particulièrement selon leur richesse en silice. 

Les andésites sont des roches à structure microlitique (pâte +cristaux), témoignant d’un refroidissement rapide lié à la mise en place du magma en surface. Ce sont donc des roches magmatiques volcaniques.

Andésite : 

La diorite est issue du même magma que l’andésite mais est  entièrement cristallisée et composée de cristaux collés les uns aux autres : on parle de structure grenue. Les roches encaissantes ( entourant le magma) ont maintenu la chaleur du magma immobilisé en profondeur, ce qui a permis à tous les éléments chimiques de s’associer ne formant ainsi que des minéraux. Le magma est donc entièrement cristallisé en profondeur et forme une masse de roche plus ou moins sphérique appelée “pluton”. Ce sont des roches magmatiques plutoniques. 

Diorite : 

source : Diorite2.tif par Michael C. Rygelvia Wikimedia commons,  CC-BY-SA-3.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Diorite2.tif

On appelle “granitoïdes”, l’ensemble des roches de composition chimique proche d’un granite et de structure grenue.  85% du magma produit dans les zones de subduction, cristallise en profondeur formant granites et granitoïdes. 75 à 85 % des granites et granitoïdes de la planète proviennent des zones de subduction.

On appelle “batholite”, un ensemble de nombreux massifs de roches plutoniques. Ils sont nombreux sur la planète  exemple : la Sierra Nevada aux USA 

B/ L’origine du magma des zones de subduction :

L’étude en laboratoire montre que le basalte sec ou anhydre ne peut fondre : la CO ne peut être à l’origine de ce magma. Il en est de même pour la péridotite anhydre. Seule la péridotite hydratée peut entrer en fusion : l’eau a permis d’abaisser le point de fusion. Pour preuve : les minéraux des roches obtenues à partir de ce magma sont des minéraux hydroxylés (biotite, amphibole). De plus si on compare une péridotite de dorsale et une péridotite de zone de subduction on note la présence de minéraux hydratés dans cette dernière (amphiboles, micas).  

Cette eau provient du métamorphisme de haute pression des roches subduites : les schistes verts obtenus par métamorphisme hydrothermal lors de l’expansion océanique, perdent leur eau vers 50 km de profondeur  lors de leur passage en schiste bleu. Une deuxième perte d’eau se fait au passage schiste bleu en éclogite.

Ces réactions libèrent donc de l’eau dans le coin de manteau sus-jacent ( au dessus), on parle de « métasomatisation » du manteau.  L’eau abaisse le point de fusion des péridotites, mais la profondeur à laquelle le manteau est hydraté ne permet pas la fusion. Ce manteau hydraté et alourdi, glisse le long de la plaque subduite et finit par atteindre la profondeur nécessaire à sa fusion (soit environ 80 km) où le géotherme de subduction recoupe le solidus hydraté des péridotites : les conditions de fusion sont réunies, on obtient une fusion partielle de l’ordre de 10 à 15 %. Le magma obtenu est moins dense que la roche environnante : il remonte alors en surface par différence de densité.

L’étude des différents plans de Bénioff à l’échelle de la planète, indique qu’en moyenne la naissance du magma à l’origine du volcanisme explosif des zones de subduction est toujours situé dans une fenêtre de 80 à 150 km de profondeur.

On obtient donc à partir de la péridotite mantellique, un magma ultrabasique (pauvre en silice) de type basalte.

Problème : Comment obtient-on des roches acides type andésite et diorite à partir d’un magma ultrabasique (riche en Mg, Fe, Ca et pauvre en silice) ?

C/ Production de la CC à caractère acide, deux phénomènes entrent en jeu.

1. La cristallisation fractionnée acidifie les magmas

Les magmas formés remontent en surface par différence de densité : le manteau a une densité de d=3.3 et le magma possède une densité de d=2.8. On rappelle que la CC a une densité de d=2.8. Ainsi lors de la remontée du magma , quand la densité s’équilibre, le magma stoppe, se stabilise et forme une chambre magmatique dans laquelle il va commencer à refroidir. Le magma au contact des parois refroidit en premier et forme les premiers cristaux. Ceux-ci vont se déposer au fond de la chambre magmatique. Le magma résiduel a alors une composition chimique différente de celle du magma de départ ( mange tous les bonbons violets de ton sachet de bonbons multicolores et ton sachet n'aura pas la même composition en bonbons que le sachet de départ).

La silice étant l’élément chimique à cristalliser en dernier (besoin de températures plus faibles), au fur et à mesure des épisodes de cristallisation, on obtient à chaque fois un magma résiduel  de plus en plus acide à l’origine des granites. Si ce magma vient à sortir, poussé par une autre arrivée de magma, on obtiendra en surface de la rhyolite .

Ainsi à partir d’un même magma ultrabasique (riche en Fe, Mg,Ca ) , on obtient par cristallisation fractionnée, des roches plus acides (riches en silice, Al, Na, K). 

Représentation d’une cristallisation fractionnée :

source : Fractional crystallization.svg, Travail personnel Auteur Woudloper via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0,2.5,2.0,1.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Fractional_crystallization.svg?uselang=fr

2. La contamination par la roche encaissante acidifie le magma

Quand un magma basique (d'origine mantellique) traverse une grande épaisseur de croûte continentale et/ou y stagne longtemps, il peut y avoir contamination et enrichissement du magma basique par la silice et les alcalins (Na et K) qui diffusent de la croûte continentale. On trouve de tels granites dans les zones de subduction, en particulier des zones de subduction sous lithosphère continentale. 

Parfois, la chaleur fournie par ces volumineuses masses de magmas mantelliques provoquent la fusion partielle (anatexie) des roches continentales encaissantes. Il en résulte des mélanges magmatiques entre les magmas basiques mantelliques et les magmas acides d'origine crustale (riches en silice, Na et K). Le magma qui arrive à la surface est andésitique et laisse en profondeur des plutons ou  batholites de Diorite.

Schéma bilan sur l’origine de la production des matériaux continentaux :

Zone de subduction - SVT - TERRE 1ère#8 - Mathrix