Subduction
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Les manifestations de la subduction
Les marqueurs de la subduction
Activité volcanique et séismes :
Les séismes les volcans sont regroupés au niveau des zones de convergence et ils y ont une activité intense. Ce sont donc des marges océaniques actives. On les retrouve essentiellement autour du Pacifique (ceinture de feu), au niveau des Antilles, mais également au niveau de l'Italie. Les volcans sont disposés et alignés parallèlement à la marge. Ils sont de type éruptif violent.
Relief et déformation
On observe, au niveau de la marge océanique, l'existence d'une fosse étroite mais profonde : formation d'une anomalie gravimétrique négative. Au-delà de la fosse, on trouve une échelle de volcans situés soit :
- sur le rebord d'un continent (cordillère) ;
- comme une suite d'îles volcaniques disposées en arc (arc insulaire - Japon, Antilles, etc.).
On retrouve des structures faillées, plissées (comme les Barbades) formées de roches sédimentaires. Des failles inverses, des plis failles et des zones de chevauchements sont observés.
Le chevauchement est une structure tectonique conduisant un ensemble de terrains anciens à recouvrir un autre ensemble de terrains plus récents.
Une écaille tectonique est une unité de chevauchement en forme de lame.
Les sédiments océaniques considérablement déformés sont entassés en écailles superposées. Il y a aussi présence de failles inverses. Celles-ci témoignent des zones de compression. Ils mettent en évidence des prismes d'accrétion.
L'affrontement de deux plaques lithosphériques entraîne un décollement des sédiments reposant sur le plancher océanique. Les sédiments étant plus légers que le plancher océanique basaltique, au cours de l'affrontement des plaques, ils ne s'enfoncent pas mais se décollent, et vont s'accumuler sur la plaque chevauchante. Il y a rabotage de la plaque océanique.
L'enfoncement de la plaque lithosphérique océanique
Les foyers sismiques
Les foyers sismiques sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante de la fosse à l'arc insulaire.
Ils s'inscrivent dans un plan incliné (le plan de Benioff), d’angle variable selon la rencontre des deux types de plaques :
- le moins incliné : plaque océanique contre plaque continentale
- le plus incliné : plaque océanique contre plaque océanique (Antilles)
Les séismes résultent de l'affrontement des plaques, encore rigides en profondeur, et des frottements entre elles.
Les anomalies thermiques
On observe une distribution inégale du flux thermique. Les isothermes s'infléchissent, ce qui matérialise un plongement de ses isothermes. Ces anomalies thermiques et foyers sismiques profonds matérialisent la plongée de la lithosphère au niveau de l'affrontement des deux plaques.
Moteur responsable de cet enfoncement
Pourquoi cette plaque plonge-t-elle ?
L'isotherme 1300°C représente la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère. Au cours de son éloignement de la dorsale, la lithosphère s'hydrate et se refroidit : il y a abaissement de l'isotherme 1300°C. Comme la croute lithosphérique est à peu près de la même épaisseur (5 km), la lithosphère océanique s’épaissit donc par sa base avec adjonction d'une semelle de manteau froid. Au cours de ce refroidissement, sa densité augmente : la plaque s'alourdit. Au fur et à mesure de sa progression, la lithosphère s'alourdit. À une certaine distance, sa densité est supérieure à celle de l'asthénosphère, donc la plaque s'enfonce. On a donc une plaque plus lourde et plus froide qui s'enfonce dans l'asthénosphère sous-jacente.
Remarque : le déséquilibre est atteint à environ 30 millions d'années. On peut cependant dater des fonds océaniques aux alentours de 150 à 180 millions d'années. La plaque ne s'enfonce pas tout de suite car l'asthénosphère moins rigide demeure toujours solide. Elle offre donc une résistance mécanique importante.
Pourquoi plonge-t-elle avec un certain angle ?
Cette plaque est soumise à deux forces : la gravité et la force de poussée. La résultante est donc oblique.
L'affrontement de deux plaques différentes
Croûte continentale contre croûte océanique
C'est toujours la plaque océanique qui plonge. L'angle d'inclinaison du plan de Benioff est faible et il y a formation d'une chaîne de montagnes avec volcans.
Croûte océanique contre croûte océanique
La plaque la plus vieille donc la plus dense plonge sous la plaque plus jeune. Le plan de Benioff est très pentu. Il y a formation d'un arc insulaire et d'un bassin arrière arc.
Remarque : La rencontre de deux plaques continentales n'entraine pas de subduction mais une zone de collision comme par exemple pour la formation des Alpes
Les conséquences liées à cet affrontement
Dans les zones de subduction, les roches magmatiques que l'on trouve au niveau de la plaque sont des basaltes, des gabbros, et des péridotites. On y trouve également des sédiments.
Transformations minéralogiques
Les différents minéraux se forment à des conditions de température de pression précises. La plaque lithosphérique, en s'enfonçant, va se trouver confrontée à de nouvelles conditions : l'augmentation de la pression, mais peu d'augmentation de la température.
La plaque qui s'écarte de la dorsale subit un refroidissement, une hydratation, mais peu d'augmentation de la pression.
Des minéraux vont se trouver dans un état instable du fait du changement de ces conditions de température et de pression. Cela va donc entraîner une modification de ces minéraux. Mais, comme ces modifications vont se faire à l’état solide, on parle de métamorphisme. De gabbro, on parle de métagabbro.
- Transformations liées à la baisse de température, hydratation et basse pression :
gabbro : plagioclases (anorthite) + H20 ==> plagioclases récents + amphibole pyroxène (augite)+ olivine ==>hornblende : faciès schiste vert
- Au niveau de la croûte subduite :
- La croûte s'enfonce. Il y a donc une augmentation de la pression et peu d'augmentation de la température. La pression va chasser l'eau des minéraux.
Actinote + Chlorite + Plagioclase - H20 ==> Amphibole : glaucophane : faciès schiste bleu.
- En continuant à s'enfoncer :
Amphibole - H20 ==> Amphibole + Jadéïte (pyroxène) + grenat : éclogites
Du fait de l'augmentation de la pression, on assiste à une évolution minéralogique qui transforme le contenu des roches et leur aspect. Des gabbros (dorsale), transformés en métagabbros, que l'on retrouve au niveau du faciès schiste vert, schiste bleu, éclogite.
Formation de magma
L'eau se trouve libérée dans les péridotites du manteau situé au-dessus du plan de subduction. Ces péridotites se trouvent donc hydratées.
Le diagramme pression/température montre que le point de fusion d'une péridotite hydratée, est plus bas que celui d'une péridotite sèche. Le géotherme coupe la courbe du solidus entre -80 et -200 km. Dans cette zone, on peut donc avoir des péridotites qui entrent en fusion dans des températures inférieures à 1000°C. Il y a donc formation d'un magma. Ce magma plus léger à remonter dans les roches encaissantes, soit rapidement : volcanisme andésitique : formation d’andésite ou de ryolite ; soit plus lentement : une roche grenue : granite.
Zones de subduction
- subduction de la plaque de Nazca sous la cordillère des Andes ;
- subduction de la plaque Pacifique sous le Japon, formant un arc insulaire.
- subduction du bassin de la Mer de Chine Méridionale sous l'île de Luzon (Philippines) au niveau de la fosse de Manille. Cette subduction est à l'origine du volcanisme encore présent sur l'arc de Luzon aujourd'hui (éruption du Mt Pinatubo en 1991)