CHAPITRE 8 : LE MAGMATISME EN ZONE DE SUBDUCTION

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1 CHAPITRE 8 : LE MAGMATISME EN ZONE DE SUBDUCTION

2 Introduction 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. Problème : Quels sont les mécanismes géologiques à l origine de la création de magma au niveau des zones de subduction?

3 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.

4 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. Comment expliquer le caractère explosif de ce type de volcan?

5 La teneur en silice SiO 2 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.

6 La cristallisation d'un magma peut aboutir à deux roches de structures différentes en fonction de la vitesse de refroidissement. Ainsi, un magma atteignant la surface, refroidit rapidement. La roche qui cristallise est de type microlithique. C'est une roche volcanique. Exemple : Andésite - Rhyolite 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 Basalte/ Gabbro 10km Péridotite rigide 30km Fosse Prisme d accrétion Andésite Chaîne de montagnes Volcans Rhyolite Roches volcaniques Roches plutoniques Granitoïdes (granit diorite) 60km Péridotite ductile Isotherme 1200 C

7 B. Les roches magmatiques des zones de subduction 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)

8 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)

9 Rhyolite Feldsp Qz Fedsp Qz pâte 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").

10 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.

11 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 Andésite Grenue Granite Granodiorite Diorite 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%) Refroidissement rapide Refroidissement lent Vitesse de refroidissement Chimie du magma

12 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

13 Reportons les points A,B,C,D,E,F,G du document 2 sur les graphiques. A B C E F G D 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.

14 Comment cette condition d'hydratation peut-elle être effectuée? Minéraux Formule chimique Feldspath alcalin (K, Na)Si 3 AlO 8 Feldspath plagioclase (Ca, Na)Si 2 Al 2 O 8 Pyroxène (Ca, Fe, Mg)SiO 3 Amphibole (hornblende) NaCa 2 (Mg, Fe) 4 Si 6 Al 3 O 22 (OH) 2 Chlorite (Fe,Mg,Al) 6 (Si,Al) 4 O 10 (OH) 8 Actinote Ca(Mg,Fe) 5 SiO 8, 2(OH) 2 Amphibole bleue : Glaucophane (Na 2 Mg 3 Al 2 [Si 8 O 22 ](OH) 2 Grenat Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 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

15 L eau libérée au niveau du manteau de la lithosphère chevauchante provient donc de la lithosphère plongeante. 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).

16 Schéma bilan Transformations de la lithosphère océanique à proximité de la dorsale T Transformations de la lithosphère océanique dans les zones de subduction Roches magmatiques Roches magmatiques de la lithosphère océanique: gabbro G1 H 2 O Métamorphisme hydrothermal: G2 roches métamorphiques de la lithosphère océanique non subduite H 2 O Fusion partielle du manteau départ d H 2 O P schistes verts schistes bleus éclogites G3 G4 G5 Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction pyroxène amphibole chlorite glaucophane grenat hornblende actinote ou (amphibole bleue) jadéite feldspath plagioclase amphibole verte

17 Schéma bilan Transformations de la lithosphère océanique à proximité de la dorsale T Transformations de la lithosphère océanique dans les zones de subduction Roches magmatiques P Fusion partielle du manteau Roches magmatiques de la lithosphère océanique: gabbro G1 H 2 O Métamorphisme hydrothermal: G2 roches métamorphiques de la lithosphère océanique non subduite H 2 O départ d H 2 O schistes verts schistes bleus éclogites G3 G4 G5 Roches océaniques de la lithosphère océanique en subduction Associations minérales axe de la dorsale H 2 O 0 pyroxène chlorite grenat olivine amphibole hornblende actinote ou glaucophane jadéite feldspath plagioclase amphibole verte (amphibole bleue) prisme d accrétion sédimentaire fosse: relief négatif Arc magmatique: relief positif Roches volcaniques 50 G3: SV G4: SB H 2 0 pluton de granodiorite asthénosphère G5: E 100 zone de fusion partielle Lithosphère océanique plongeante: Croûte + manteau lithosphérique