Zone de subduction

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Zone de subduction

La convergence lithosphérique

et ses effets

Chapitre 1

Convergence et subduction


I. Caractéristiques des

zones de subduction


1. Morphologie : des reliefs particuliers


1. Morphologie : des reliefs particuliers


1. Morphologie : des reliefs particuliers


1. Morphologie : des déformations

importantes


2. Evénements : un volcanisme explosif

ETNA

Montagne Pelée


2. Evénements : un volcanisme explosif

KRAKATAU


2. Evénements : un volcanisme explosif

KRAKATAU


2. Evénements : des séismes violents


2. Evénements : des séismes violents

Les foyers sismiques sont répartis sur une surface dont la profondeur

augmente avec la distance à la fosse : le plan de Wadati-Bénioff.


2. Evénements : des séismes violents

Les foyers sismiques sont répartis sur une surface dont la profondeur

augmente avec la distance à la fosse : le plan de Wadati-Bénioff.

Or, foyers des

séismes sont

toujours situés dans

la lithosphère (rigide)

La lithosphère

océanique plongerait

donc dans

l’asthénosphère…


Cette hypothèse a été

confirmée par la

tomographie sismique qui

montre que la vitesse des

ondes est anormalement

élevée au niveau de cette

surface plongeante ceci

traduit une densité élevée

de cette zone


3. La double anomalie du flux thermique


Zone de subduction = zone de convergence de 2 plaques lithosphériques de

densité : la LO, plus dense, s’enfonce dans le manteau sous une plaque moins

dense, ce qui mise en place de reliefs suite au raccourcissement +

épaississement de la croûte. On distingue la subduction océan-continent, où LO

plonge sous LC (ex. Andes) et la subduction océan-océan où LO plonge sous une

autre LO (ex. Antilles, Mariannes).

La marge active constituée par le raccordement des 2 plaques est caractérisée par

des manifestations volcaniques et sismiques intenses.

La distribution géométriques des foyers des séismes selon le plan de Wadati- Wadati-

Bénioff matérialise le plongement d’une portion rigide de LO à l’intérieur du MA +

chaud et + ductile. ductile.

Ceci est confirmé par les données de la tomographie sismique, sismique,

et par la double

anomalie présentée par le flux de chaleur : le panneau litho subduit est dense et

froid, donc : d’une part il accélère la v(ondes) - d’autre part il s’enfonce à une

vitesse trop importante pour qu’il puisse atteindre l’équilibre thermique avec son

environnement, ce qui explique un flux faible à l’aplomb de la fosse. Le flux élevé au

niveau de l’arc volcanique reflète l’ascension et l’accumulation de magmas à la base

de la croûte de la plaque chevauchante.


II. Le moteur de la

subduction


Age de la

lithosphère

en Ma

Epaisseur de la

lithosphère

Océanique

(en Km)

e = 9.5√t

Epaisseur de la

croûte océanique

(en Km)

Epaisseur du

manteau

lithosphérique

(en Km)

2 10 15 25 30 40 60 80 100

13.4 30 36.8 47.5 52 60 73.6 85 95

6 6 6 6 6 6 6 6 6

7.4 24 30.8 41.5 46 54 67.6 79 89


Évolution du profil de la

lithosphère océanique:

ML

MA


Age de la lithosphère en

Ma

Epaisseur de la

lithosphère océanique

(en Km)

Masse d'une

colonne de

lithosphère

océanique de 1m 2

surface

(en 10 3 t)

Masse d'une colonne

d'asthénosphère de

même surface et de

même épaisseur

(en 10 3 t)

2 10 15 25 30 40 60 80 100

13.4 30 36.8 47.5 52 60 73.6 85 95

CO 17.1 17.1 17.1 17.1 17.1 17.1 17.1 17.1 17.1

ML 24.4 79.2 101.6 137 151.8 178.2 223.1 260.7 293.7

LO 41.5 96.3 118.7 154.1 168.9 195.3 240.2 277.8 310.8

43.6 97.5 119.6 154.38 169 195 239.2 276.3 308.8


Au niveau de la dorsale océanique (DO), la lithosphère océanique

néoformée est peu épaisse et chaude (limite lithosphère/asthénosphère

à –10 km).

Au fur et à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale océanique, la

lithosphère océanique se refroidit (flux thermique moins important +

circulation hydrothermale), ce qui entraîne l'enfoncement de

l’isotherme1200°C, limite thermique Lithosphère/Asténosphère.

Conséquences :

le manteau lithosphérique (ML) s’épaissit aux dépends du manteau

asthénosphérique (MA)

masse de la lithosphère océanique (LO)

le ML, de même nature que MA, est + froid ML est + dense que le MA


épaississement

L.O. se refroidit

masse densité

SUBDUCTION

L.O. s’enfonce progressivement dans l’asthénosphère

au fur et à mesure de l’éloignement à la dorsale


Comment évoluent les roches de la

LO au cours de son éloignement à

la DO puis lors de la subduction ?


III. L’évolution des

roches de la

lithosphère océanique

de la dorsale à la

subduction


GABBRO (G1)

Plagioclases

Pyroxène

Lame mince LPA


METAGABBRO à Hb (G2)

Plagioclases

Pyroxène

Hornblende (amphibole brune)

Lame mince de

MG à Hb en LPNA


Minéraux verts

(chlorite et actinote)

METAGABBRO à chlorite et actinote

Faciès schistes verts (G3)

Métagabbro inclus

dans du métabasalte


Evolution des gabbros au cours de l'éloignement de la dorsale :


Evolution des gabbros au cours de l'éloignement de la dorsale

Explication

A quelques km de la DO, le gabbro est toujours à BP mais un peu

refroidi (T=600°C) et hydraté. Il contient toujours Plagioclases et

Pyroxènes mais aussi un nouveau minéral : une amphibole brune,

la Hornblende.

Hornblende.

L’hydrothermalisme a entraîné la formation d’un

nouveau minéral à partir des minéraux instables du gabbro

néoformé : nous avons là un gabbro métamorphisé ou métagabbro

(MG), que nous appellerons G2. G2 est appelé "métagabbro à

Hornblende".

Hornblende" .

Le gabbro G3, beaucoup plus loin de la DO, est à BP et BT, encore

plus hydraté, et contient 2 nouveaux minéraux de couleur verte : l’

actinote (une autre amphibole) et la chlorite ; la baisse continue

de température et l'addition d'eau ont entraîné la formation de ces

nouveaux minéraux aux dépends des anciens. G3 est un

métagabbro appelé "métagabbro métagabbro faciès schistes verts". verts .


METAGABBRO faciès

schistes bleus (G4)

Glaucophane

Plagioclases

Pyroxène

relique

Lame mince LPA


Jadéite

Grenat

ECLOGITE (G5)


ECLOGITE (lame mince)

Grenats

Jadéite


Evolution des roches au cours de la subduction


Evolution des roches au cours de la subduction

Explication

Les MG hydratés sont entraînés lors de la subduction

dans des conditions de P et de T différentes : la P, en

particulier, augmente beaucoup au début, et certains

minéraux, devenus instables dans ces nouvelles

conditions, vont donner naissance à de nouveaux

minéraux, plus stables : apparition tout d'abord de la

glaucophane,

glaucophane,

amphibole bleue encore hydratée ; on a

alors des MG "faciès " faciès schistes bleus". bleus".

Puis plus en

profondeur apparition de jadéite, jadéite,

puis de grenat, grenat et là il

n’y a plus d’eau (faciès ( faciès Eclogite). Eclogite).

On a donc un

métamorphisme de HP, BT, du moins au début, le faciès

Eclogite demandant tout de même une remontée de

température....


Pouh !! tu parles des noms !!! Et encore ! Je vous fait

grâce des nombreux minéraux qui apparaissent selon

les conditions de P et de T au fur et à mesure de

l'enfouissement : ils ont pour certains des noms qui

vous paraîtront barbares : lawsonite, zoïsite,... !!! Ceux

que vous devez retenir sont écrit en gras !!!

Quel râleur, celuiceluilà !

Voyons plutôt la

définition du

métamorphisme


♥ Métamorphisme étamorphisme :

Transformations, à l’état solide, solide,

d’une roche sous

l’influence de conditions physico-chimiques différentes

de celles qui régnaient lors de sa formation : variations

de P et/ou de T° et/ou de la teneur en eau.

Il y a formation de nouveaux minéraux à partir des anciens

minéraux devenus instables dans les nouvelles

conditions. Si la transformation n’est pas totale, les

anciens minéraux subsistent : « minéraux reliques ».

Il y a souvent acquisition de structures particulières visibles

à l’œil nu et/ou en lame mince : minéraux orientés

(litage), foliation.

foliation


Ca, c'est vachement

important... la LO

plongeante se déshydrate !!!

Ah bon, et alors ? Et bien

vous allez voir...

Ce qu’il faut AUSSI retenir,

c’est qu’il y a donc

déshydratation de la LO

plongeante.


IV. Le magmatisme des

zones de subduction


Pb : Comment expliquer le

magmatisme singulier des zones de

subduction ?


A. Caractéristiques des Roches

Magmatiques associées aux zones

de subduction (TP3)


TYPE DE ROCHES ROCHES VOLCANIQUES (RME) ROCHE PLUTONIQUE

Roches Andésite Rhyolite Diorite

Echantillon

Structure

(Lame mince)

Composition

minéralogique

Composition chimique

comparée à celle du ß

des dorsales

Remarques

Roche gris violacé

Peu dense, Bulleuse

Pas ou peu de cristx

vis.

Structure microlithique

Verre

Phénocristaux

Nbx microlithes

Plagioclases abdts

Amphibole

Biotite (très peu)

Parfois Q (ou Px)

55% de Si > celle du ß

+ de Na, K

- de Ca, Mg

H2O

L’andésite est

l’équivalent volcanique

de la diorite

Roche claire, gris rosé,

Assez dense

Minx visibles

Structure microlithique

Verre

Phénocristaux

Microlithes

Quartz (svt corrodé)

Feldspaths abdts

Biotite

(Amphibole)

70-75% de Si >> ß

+ de Na, K

bcp – de Ca, Mg, Fe

H2O

La rhyolite est

l’équivalent volcanique

du granite

Roche grise

Minx visibles

Structure grenue

Plagioclases (ppx

const.)

Amphibole

Biotite (un peu)

Parfois Q (ou Px)

65-70% de Si >> ß

+ de Na, K

- de Ca, Fe, Mg

H2O

Equivalent grenu de

l’andésite


Comment se forme le magma à l’origine

de ces roches?

Son origine a-t-elle un rapport avec la

plongée de la LO ?

Comparons la composition chimique de ces roches

magmatiques avec celle des roches de la LO...

(On prend le basalte comme référence).

référence


Basalte des dorsales (doc. poly) :

47% SiO2, riche en Ca, Mg, Fe, H2O = 0 (anhydre ( anhydre). ).

♥ Les Roches Magmatiques des zones de

subduction sont :

+ + acides (riches en Si)

+ + riches en Na, K

contiennent contiennent – de Fe, Mg

et et sont hydratées

que le ß

le magma à l’origine de ces R est hydraté...


B. Formation du magma des zones

de subduction


Le magma se forme entre 80 et 200 km de profondeur.

Examinons les conditions géophyiques à ce niveau :


Au niv d’une zone de subduction la

péridotite sèche ne peut pas entrer en

fusion puisque le géotherme ne recoupe

JAMAIS le solidus. solidus.


Par contre, le solidus de la péridotite hydratée recoupe le

géotherme entre -80 et -180/200 Km de profondeur : dans

cette zone le point de fusion est abaissé (800°C à -80 Km) et

la péridotite du manteau est partiellement fondue.

fondue


Hypothèse : : les magmas à l’origine des RM

des zones de subduction sont issus de la

fusion partielle des péridotites

mantelliques hydratées vers 100 Km de

profondeur. Ce qui serait cohérent avec la

présence des minéraux hydratés ds les RM

étudiées….


Quelle est l’origine de l’eau ?

Question

pour voir si

vous avez

suivi…


Réponse de

l’élève qui a

suivi ?

l’eau provient de la déshydratation

de la LO plongeante…


♥ Dans les zones de subduction, la déshydratation de

la LO plongeante entraîne 2 phénomènes :

un métamorphisme de HP des roches de la LO

formation de roches contenant des minéraux anhydres

fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent (=

de la plaque chevauchante) et formation de magmas à

l’origine de roches magmatiques volcaniques et

plutoniques. En effet, l’eau libérée entre 80 et 180 km de

prof. va diminuer le pt de fusion des péridotites du M de

la plaque sus-jacente (cf courbe solidus hydraté)

fusion partielle et production de magmas. Une partie de

ces magmas sont à l’origine des laves acides RMV

(andésites, rhyolites), une autre partie cristallise en prof

et RMP (granitoïdes).


Schéma-bilan :

A vous de

« zouer » !


Respectez les couleurs

conventionnelles pour

les enveloppes, et ayez

la main légère !!

Ajoutez à ce schéma

tout ce qu’il faut pour

qu’il résume tout !!!

(le document vierge est

disponible diapo suivante)

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