A. Convergence et divergence lithosphérique
Le volume de la Terre étant à peu près constant, si il y a création de lithosphère au niveau des dorsales dans les zones de divergence lithosphérique, il y a disparition de lithosphère dans les zones de convergence. On distingue deux grands types de zones de convergence :
— les subductions, si au moins une des deux plaques est constituée de lithosphère océanique
— les collisions, si les deux plaques sont constituées de lithosphère continentale
Relation entre les convergences et divergences lithosphériques
B. Caractéristiques d’une zone de subduction
D’un point de vue morphologique, une zone de subduction est marquée par une fosse océanique. Ce relief négatif peut atteindre – 11 000 mètres dans la fosse des Mariannes ou celle des Tonga-Kermadec.
L’activité sismique et magmatique y est très importante. Les séismes de plus forte magnitude ont lieu dans les zones de subduction (Chili 1960 Richter 9,5, Sumatra 2004 Richter 9,3, Japon 2011 Richter 9,1).
Les édifices volcaniques sont des strato-volcans appelés volcans gris du fait de la couleur des roches. Ils constituent le relief positif des zones de subduction.
Coupe à travers la subduction océan-continent du Pérou
Actuellement, les volcans les plus menaçants se trouvent en Indonésie.
La couleur claire des matériaux s’explique par la forte présence de silice (SiO2) dans les laves émises par ce type de volcans. Plus une lave est riche en silice et plus elle est de couleur claire et visqueuse. C’est cette viscosité qui explique le dynamisme explosif des éruptions.
Carte des volcans du japon
Le Sakurajima vu de la ville de Kagoshima parfois surnommée la Naples japonaise du fait de sa proximité avec un volcan.
Video de l'activité du Sakurajima
Carte de l’arc des Petites Antilles. Les petites Antilles sont une série d’îles volcaniques. L’éruption la plus célèbre de la région est celle de la Montagne Pelée en Martinique qui détruisit complètement la préfecture Saint-Pierre en 1902, faisant 28 000 morts.
Actuellement c’est Soufrière Hills sur l’île de Montserrat qui est le volcan le plus actif depuis son réveil en 1995.
Une vue de Montserrat avec Soufrière Hills
Vidéo tournée en 1995 lors de l’éruption de Soufrière Hills
Carte de l’Amérique du sud
L’Equateur est le pays le plus volcanique du sous-continent.
Il est dominé par le Cotopaxi, considéré comme un des volcans les plus
dangereux de la planète.
Le Cotopaxi, actuellement en phase de réveil
La ville d’Ambato dominée par le volcan Tungurahua en activité depuis 1999
Une des éruptions les plus célèbres de ces 50 dernières années est celle du Mont Saint-Helens dans la Chaîne des Cascades aux USA en 1980.
Carte de la Chaîne des Cascades. Elle domine les états de Washington et de l’Oregon dans l’ouest des USA. C’est une chaine de cordillère de même type que les Andes. La majorité des volcans sont potentiellement actifs comme le montre les fumerolles et les sources d’eaux chaudes. La proximité de grandes villes comme Seattle, Portland ou Tacoma oblige à les surveiller de très près.
Vidéo sur l’éruption du Mont Saint-Helens
Afin de classifier le risque que recèle les éruptions volcaniques, on a créé un indice d’explosivité qui va de 0 à 8. L’indice 0 correspond au volcanisme de point chaud, ultra-effusif de type Kilauea alors que les indices supérieurs à 4 indiquent des éruptions explosives à très explosives.
Les termes de hawaïen, strombolien, vulcanien, plinien, doivent être compris comme correspondant au dynamisme des éruptions et non à des types de volcans. Certains volcans peuvent changer de dynamisme au cours du temps comme le Vésuve.
Lors de l’éruption de 79, la description qu’en a donnée Pline le Jeune permet d’affirmer qu’il s’agit d’une éruption de type plinien. En revanche, Les éruptions qui se sont produites entre le XVIème siècle et 1944 (la dernière), étaient plutôt de type vulcanien voire strombolien.
Une vue de Pompeï avec le Vésuve au second plan
Photos de l’éruption de 1944
La majorité des volcans explosifs se trouve située aux marges de l’Océan Pacifique sur une bande qu’on appelle depuis longtemps, la « ceinture de feu du Pacifique ».
C. Les roches formées lors des phénomènes magmatiques des zones de subduction
Le tableau ci-dessous, permet de comparer différentes roches éruptives depuis celles provenant d’un magma hyper-effusif jusqu’à celles provenant d’un magma très explosif comme le trachyte ou la rhyolite.
Echantillon d’andésite
Lame mince d’andésite en LPA
Echantillon de rhyolite
Vous savez que les roches magmatiques se divisent en roches éruptives qui refroidissent rapidement en surface et roches plutoniques qui refroidissent lentement en profondeur et ont le temps de complètement cristalliser.
Lors de la remontée du magma, une grande partie de ce magma n’arrive pas à la surface et refroidit en profondeur. Il donne donc naissance à une roche plutonique dont la composition minéralogique est la même que la roche éruptive refroidie rapidement en surface. On parle de séries magmatiques.
Quelques séries magmatiques
Ces roches plutoniques forment souvent des masses importantes de roches refroidies en profondeur, appelées pluton. Ces plutons apparaissent en surface par érosion des roches encaissantes (qui l’entourent).
Schéma de la formation de plutons
Un des sites les plus impressionnants est le Half Dome du parc de Yosemite dans la Sierra Nevada aux USA qui est un énorme pluton de granodiorite, une roche assez proche du granite qui fait partie du groupe des granitoïdes.
Vues du Half Dome dans le parc de Yosemite
Echantillon de granodiorite
Lame mince de granodiorite en LPA
D. Comment fonctionne une subduction
En 1949, le géologue américain Hugo Benioff étudia la répartition des séismes qui avaient lieu sous le Japon. Reprenant d’une façon plus systématique les travaux de Kiyoo Wadati qui dataient des années 1930, il constata à sa grande surpris que la répartition des séismes ne se faisait pas au hasard mais selon un plan formant un angle avec l’horizontal.
Comme la tectonique des plaques n’a vraiment pris son essor qu’en 1965, à l’époque des observations de Benioff, on ne proposa aucune explication satisfaisante.
Coupe sismique et tomographique de la zone du Pérou
La même coupe avec le tracé du plan de Benioff-Wadati
Coupes sismiques de la même zone du Pérou en 3D. Elles permettent de visualiser plus facilement le plan de Benioff-Wadati.
C’est à partir de l’élaboration de la tectonique des plaques qu’on a pu expliquer l’existence d’une telle répartition des séismes comme une zone de subduction, c’est à dire l’enfoncement d’une lithosphère océanique dans l’asthénosphère sous une autre plaque. Les séismes sont donc produits par les contraintes engendrées par cet affrontement. On estime que les séismes disparaissent vers 600 km de profondeur par fusion de la plaque qui s’enfonce mais ce point est encore très discuté.
Schéma simplifié d’une subduction océan/continent
Nous avons vu que la lithosphère s’hydrate de plus en plus au cours de son déplacement depuis la dorsale vers la subduction.
Au cours de ce transit, les minéraux du gabbro s’hydratent de plus en plus mais lorsque la lithosphère va s’enfoncer dans la subduction la pression et la température, en une moindre mesure, vont augmenter et conséquence, les minéraux vont se déshydrater. Comme la roche initiale (gabbro) est transformée, on parle de métamorphisme. La roche devient alors un métagabbro.
On définit, en général, trois faciès (aspects) à ce métagabbro : schiste vert, schiste bleu, éclogite.
Le faciès schiste vert correspond au trajet océanique, c’est une phase d’hydratation.
Les faciès schiste bleu et éclogite correspondent à la subduction. Ce sont des phases de déshydratation.
Le métamorphisme subit par une plaque de la dorsale à la subduction
Echantillon de métagabbro de faciès schiste vert (phase d’hydratation de la lithosphère dans la zone abyssale)
Echantillon de métagabbro de faciès schiste bleu (début de déshydratation de la plaque suduite au niveau de la subduction). La couleur bleue est du à la présence de glaucophane.
Lame de métagabbro de faciès schiste bleu en LPNA. Le glaucophane se voit sous forme d’une auréole autour d’un cristal de pyroxène. Il s’agit d’un phénomène de métamorphisme au niveau des minéraux. Plus la pression augmente et plus le pyroxène se déshydrate pour donner du glaucophane.
Echantillon de métagabbro de faciès éclogite. L’éclogite est caractérisée par la présence de grenat, minéral semi précieux rouge qui n’apparaît qu’à forte pression. Il est accompagné par la jadéite, minéral qui apparaît à une pression un peu plus faible.
Le grenat est utilisé depuis longtemps en joaillerie. Ici une bague en or et grenat sans doute byzantine (L’Empire romain d’orient ou Empire byzantin existe de la chute de Rome en 476 à la prise de Constantinople en 1453).
Lame mince de métagabbro de faciès éclogite en LPA. Les cristaux de grenat apparaissent sous la forme de structures géométriques noires dans lesquelles existent des inclusions d’autres minéraux.
L’étude des isothermes du globe dans une zone de subduction montre deux anomalies :
— une anomalie négative au niveau de la fosse
— une anomalie positive à l’aplomb de la chaîne volcanique.
C’est cette dernière qui explique en partie l’apparition de magma dans cette zone, mais seule, l’anomalie thermique serait insuffisante.
Les isothermes au niveau d’une zone de subduction
Les schéma suivant montre que tous les plans de Benioff-Wadati, quelque soit l’angle de la subduction passent par une même zone située environ à 100 km de profondeur à l’aplomb des volcans de la zone. C’est dans cette zone, limite entre l’asthénosphère et le manteau lithosphérique, que se situe la chambre magmatique alimentant les volcans.
Cependant, un problème se pose. Si on utilise le logiciel « Presse à enclume de diamant » et qu’on impose les conditions :
— Profondeur environ 100 km
— température environ 1000 °C
On obtient le résultat suivant. :
Force est de constater qu’on n’a pas de fusion partielle de la péridotite anhydre.
Si on refait l’essai avec une péridotite hydratée, on constate qu’il y a bien une fusion partielle de la péridotite.
L’explication est donnée par les courbes ci-dessous. On constate, en effet, que la courbe de fusion partielle de la péridotite hydratée est différente de celle de la péridotite anhydre. La zone colorée en noir indique les conditions de pression et de température pour lesquelles on a une fusion partielle de la péridotite hydratée et donc création d’une chambre magmatique.
Il faut maintenant s'assurer que cette hypothèse expérimentale se vérifie sur le terrain. La comparaison entre une péridotite de dorsale et une péridotite de subduction met bien en évidence la présence de minéraux très hydratés seulement dans la péridotite de subduction.
La question qui se pose alors est la suivante : d'où vient l'eau qui hydrate la péridotite ? La réponse est simple : de la déshydratation des roches de la plaque subduite qui passe dans la péridotite et l'hydrate.
Nous avons vu qu’il existe deux grands types de subduction, les subductions océans/océans et les subductions continents/océans. Différentes dans la structure, le volcanisme n’est pas non plus du même type.
En outre, un second phénomène explique la richesse du magma en silice. Lorsque le magma à près de 1000 °C traverses la croûte continentale, il en fait fondre une partie qui se mélange à lui et se charge en minéraux appelés xénocristaux. C’est le phénomène de contamination crustale.
Schéma bilan représentant une subduction. Pour changer, j’ai pris une subduction océan/océan.
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