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Sommaire
- Introduction et problématiques
- Les zones de subduction, des marges actives
- Les causes de la subduction
- L’activité magmatique des zones de subduction
- Bilan
Introduction et problématiques
La lithosphère est une couche superficielle, rigide, peu déformable qui comprend la croûte et une partie du manteau supérieur (70 à 100 Km) découpée en plaques dont les limites horizontales sont des marges actives (séismes, volcans) et sont matérialisés par les dorsales océaniques, des zones de subduction, des zones de collisions et des zones de coulissage. Ces mouvements de surface traduisent des mouvements internes du manteau : les courants de convection.
La lithosphère océanique s’est créée au niveau des dorsales (accrétion). Ce qui aboutit à l’expérience des fonts d’océans. Or la surface du globe ne varie pas et l’âge des plus anciens fonts d’océaniques n’excédent pas 180 Ma. On en déduit donc qu’en certains endroits du globe, la lithosphère océanique disparaît (subduction).
Pb 1 : Quelles sont les caractéristiques des zones de subduction et quelles en sont les conséquences ?
Pb 2 : Quels sont les propriétés de la lithosphère océanique qui explique sa plongée ?
Pb 3 : Quelles sont les caractéristiques de ses roches magmatiques et quelle en est l’origine ? Où se met en place le magma et dans quelles conditions ?
Les zones de subduction, des marges actives
Elles sont localisées au niveau de la frontière entre certaines plaques convergentes, la subduction peut se réaliser entre deux plaques océaniques ou entre une plaque océanique et une plaque continentale.
Des marqueurs topographiques
Le relief de ces frontières est marqué par le relief négatif majeur (fosse océanique + 10 000m de profondeur), des reliefs positifs (îles, arc insulaire pour oc/oc et chaînes de montagne + prismes sédimentaires + parfois des bassins d’arrière arc pour oc/cont.)
Marqueurs tectoniques et magmatiques
Les foyers des séismes sont localisés près des fosses océaniques selon une zone peu épaisse et plane appelé « plan de Bénioff Wadati » Ils sont localisés jusqu’à 700Km, ce qui témoigne de contraintes tectoniques profondes et donc de l’existence en profondeur de matériaux rigides et cassants. Ce plan matérialise le passage de la plaque plongeante ou subductée constituée de lithosphère océanique rigide sous la plaque chevauchante.
On observe par ailleurs l’existance de volcans très actifs au niveau des chaînes de montagne ou des arcs insulaires, ce qui traduit la remontée des matériaux en fusion en provenance du manteau.
Des marqueurs géométriques d’une tectonique de convergence
On observe au niveau de certaines fosses, l’accumulation de sédiments qui recouvrent la croûte océanique. Ils forment un prisme d’accrétion. Ces sédiments présentent des déformations caractéristiques des frontières de convergences (plis, failles inverses, chevauchement). Ces déformations témoignent d’un raccourcissement de la lithosphère. (On retrouve ce type de déformation dans les reliefs de type « cordillère »)
Des marqueurs géologiques
Le flux de chaleur présente 2 anomalies au niveau d’une zone de subduction :
- - positive au niveau de l’arc magmatique qui traduit une remontée de matériaux plus chauds
- - négative entre la fosse et l’arc magmatique qui traduit l’enfoncement de matériaux froids correspondants à la lithosphère océanique plongeante.
Un marqueur géophysique : le flux géothermique particulier
Les causes de la subduction
À l’aplomb des dorsales, la lithosphère est chaude, mince et flotte sur l’asthénosphère. Lorsqu’elle s’éloigne de la dorsale sous l’effet de la divergence, celle-ci se refroidie en grande partie grâce à l’hydratation qui est le résultat de la circulation de l’eau de mer dans la croûte nouvellement formée.
La circulation de l’eau de mer entraîne un métamorphisme hydrothermal des roches. De nouveaux minéraux hydratés (OH-) appelés amphiboles apparaissent formant des auréoles autour des minéraux que contiennent les gabbros, c'est-à-dire pyroxènes et feldspaths plagioclases. On voit apparaître en premier des auréoles de hornblende vertes. L’isotherme 1300 degrés qui marque la limite lithosphère – asthénosphère devient de plus en plus profond au fur et à mesure que l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale. L’épaisseur de la lithosphère océanique et sa densité augmentent donc aussi. Or la densité de l’asthénosphère est constante et la lithosphère océanique a donc tendance à s’enfoncer spontanément dans l’asthénosphère au bout de quelque 10 MA.
On a observé un magmatisme important au niveau des zones de subduction.
L’activité magmatique des zones de subduction
Un type de magma caractéristique
Parmi les roches qui forment les reliefs positifs, on observe des roches volcaniques : andésite et rhyolite ayant une texture microlitique et des plutoniques : granodiorite. Elles ont une composition minéralogique différente mais une composition chimique voisine car elles sont issues d’un même magma qui diffère des magmas basaltiques des dorsales.
Les conditions physico-chimiques nécessaires à la genèse des magmas
Dans les zones de subduction, la localisation des volcans permet d’établir que la fusion magmatique se réalise principalement entre 100 et 200 km de profondeur. À mesure que la plaque subductée plonge, la pression exercée sur les roches de cette plaque, augmente. La température augmente aussi mais plus difficilement surtout pendant les 100 premiers km (anomalies négatives). Ainsi entre 100 et 200 km, les conditions de température ne permettent pas d’atteindre le point de début de fusion des péridotites du manteau lorsque celles-ci sont sèches (1200 à 1300°) en revanche, si elles sont hydratées, la fusion peut commencer dès 1000° pour une profondeur de 100 à 200 km.
Les roches qui constituent la lithosphère océanique plongeante contiennent des minéraux hydratés (hydroxylés) formés lors du métamorphisme hydrothermal qui se réalise après la mise en place de la croûte océanique au niveau d’une dorsale.
Les roches de la lithosphère océanique se transforment au cours de la subduction
De la zone d’accrétion à la zone de subduction, la lithosphère se refroidit, mais ne s’enfonce pas. Il y a une diminution de température par l’hydratation sans modification de pression. L’hydratation est de plus en plus poussée. Les minéraux rencontrés sont des amphiboles comme la hornblende verte (peu hydraté) puis la chlorite et l’actinote (très hydraté) que l’on trouve dans les metagabbros de couleur verte dit du faciès des Schistes Verts.
Les minéraux sont stables dans certaines conditions de température et de pression. Si ces conditions sont modifiées, ils deviennent instables, c'est-à-dire qu’ils libèrent des éléments chimiques à leurs périphéries. Ces éléments se réassocient dans leurs nouvelles conditions de température et de pression et forment de nouveaux minéraux stables. Ces modifications qui se réalisent à l’état solide constituent le métamorphisme.
Dans les zones de subduction, au fur et à mesure de l’enfoncement de la lithosphère océanique, l’augmentation de pression est responsable d’un type de métamorphisme dit de Haute Pression / Basse Température (HP / BT). Il est marqué par l’apparition de nouveaux minéraux et la transformation de roches qui passent du faciès Schistes Verts au faciès Schistes Bleus puis au faciès Eclogites. Le glaucophane est un minéral peu hydraté caractéristique des roches du faciès du Schiste Bleus, et le grenat, minéral anhydre, est un marqueur des Eclogites. Ce métamorphisme HP / BT s’accompagne d’une déshydratation de la lithosphère subductée et donc de la libération d’eau qui va permettre la fusion des péridotites du manteau de la plaque chevauchante pour une température de 1000°C.
Les magmas ainsi formés dont la composition chimique et minéralogique varient selon qu’il s’agit d’une plaque continentale ou océanique qui chevauche la plaque continentale ou océanique selon qu’une partie de la croûte fond ou non avec le manteau. Ces magmas sont moins denses que les roches encaissantes qui cristallisent en partie puis remontent plus ou moins rapidement vers la surface. Cela va de quelques heures pour les roches volcaniques à plusieurs dizaines de millions d’années pour les roches plutoniques. Ces dernières affleurent en grande partie à cause de l’érosion.
L’ensemble des ces phénomènes assure la croissance de la croûte.
Bilan
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