Le magmatisme des zones de subduction - Correction
Les zones de subduction (marges actives et arcs insulaires actifs) sont caractérisées par une double anomalie thermique: une anomalie thermique négative caractérisant l’enfoncement de la plaque subduite froide dans l’asthénosphère plus chaude; et une anomalie thermique positive caractérisant la remonté de magma chaud à l’aplomb de l’arc volcanique. Le magmatisme des zones de subduction est caractérisé par un volcanisme explosif (magmatisme extrusif) et du plutonisme (magmatisme intrusif).
Étude de la structure et de la pétrographie de deux roches magmatiques de zone de subduction.
La structure d’une roche magmatique dépend des conditions ayant lieu lors de sa cristallisation et donc de la localisation de la cristallisation:
- Lorsque le magma refroidit lentement en profondeur, la cristallisation lente confère une structure grenue à la roche.
- Lorsque le magma refroidit rapidement en surface, la cristallisation rapide confère une structure microlithique à la roche.
L’étude de la structure des roches magmatiques renseigne sur les conditions et la localisation de la cristallisation et donc sur le type de magmatisme:
- Une structure grenue résulte d’une cristallisation lente lors d’un refroidissement lent en profondeur caractéristique d’un magmatisme intrusif ou plutonisme.
- Une structure microlithique ou vitreuse résulte d’une cristallisation rapide lors d’un refroidissement rapide en surface caractéristique d’un magmatisme extrusif ou volcanisme.
La composition minéralogique d’une roche magmatique dépend de sa composition chimique qui dépend elle même de la composition chimique du magma dont elle est issue. L’étude pétrographique d’une roche magmatique renseigne donc sur la composition chimique du magma d’origine, ce qui permet:
- D’expliquer le caractère explosif du volcanisme qui dépend de la viscosité du magma qui est fonction de la concentration en silice.
- De déterminer la richesse en eau du magma
- D’identifier l’origine mantellique ou crustale du magma
Comparaison des roches magmatiques de zone de subduction et de zone de dorsale.
Localisation et identification de la zone de fusion partielle à l’origine du magmatisme de subduction.
La distance entre la fosse et l’arc volcanique, ainsi que le pendage du plan de Benioff varient beaucoup selon les zones de subduction considérées. Cependant, on remarque que l’arc volcanique est toujours situé à l’aplomb (à la verticale) d’une zone où le plan de Benioff est compris entre 80 et 150 km de profondeur. Cela suggère que le magmatisme des zones de subduction serait lié à un événement se produisant lorsque le plafond de la lithosphères en subduction entre dans cette zone située entre 80 et 150 km de profondeur
L’abondance de minéraux ferromagnésiens (amphibole, biotite) témoignant de l’origine mantellique du magma, on peut donc supposer que l’événement se produisant lorsque le plafond de la lithosphères subduite entre dans cette zone entre 80 et 150 km de profondeur induirait la fusion partielle des péridotites de manteau chevauchant (hypothèse 1), ou des péridotites du manteau supérieur lithosphérique de la plaque en subduction (hypothèse 2)
Les conditions de la fusion partielle à l’origine du magmatisme de subduction.
La comparaison des péridotites de dorsales, et des péridotites des zones de subduction, montre que les péridotites des zones de subduction contiennent des minéraux fortement hydratés.
Les études expérimentales sur l’état des péridotites montrent que dans les conditions de pressions / températures qui règnent au niveau d’une zone de subduction (géotherme de subduction), une péridotites ne peut entrer en fusion partielle (et donc passer de l’état solide à l’état solide + liquide) que si:
- elle est hydratée ,
- elle est soumise à des conditions pressions / températures correspondant à une profondeur supérieure à 40 km.
L’hydratation des péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante est à mettre en relation avec la déshydratation de la lithosphère océanique qui subit un métamorphisme HP/BT lors de la subduction:
La croute océanique qui subit la subduction est froide, âgées, et très hydratée : lors de leur histoire océaniques, les basaltes et gabbros qui la constituent, ont en effet été métamorphisés par les circulations hydrothermales. Des minéraux verts tels que le chlorite, un minéral très riche en eau, se sont formés, donnant à ces roches un faciès particulier, celui des schistes verts.
Lors de la subduction, la croute océanique se transforme et se déshydrate. Les roches de la croute océanique entrainées dans la subduction sont soumises à de nouvelles conditions de température et de pression (HP/BT - car enfoncement d’une LO froide en profondeur): elles se transforment à l’état solide (métamorphisme) et se déshydratent. Ces réactions métamorphiques de haute pression basse température aboutissent à la formation de minéraux caractéristiques, le glaucophane (faciès schiste bleu) puis le grenat et la jadéite (faciès éclogite), de plus en plus pauvres en eau.
L’eau libérée lors de ces processus va hydrater les péridotites du manteau chevauchant et déclencher leur fusion partielle à l’origine des magmas.
La fusion partielle des péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante donne ainsi naissance à un magma; ce magma chaud, relativement fluide et moins dense s’élève. Lors de sa remonté le magma peut séjourner en profondeur dans la croûte continentale; son refroidissement lent donne alors naissance aux plutons de granodiorites et granites. Le magma peut arriver rapidement en surface (volcanisme explosif andésitique); son refroidissement rapide donne alors naissance à des roches volcaniques microlitiques de type andésite.
La production de magmas dans les zones de subduction est le principal fabricant de la croûte continentale récente : on qualifie cette production d’accrétion continentale.