Cours écrit : Zones de Subduction

Le Glaucophane, le Grenat et la Jadéite ne peuvent se former que dans des conditions de température et de pression qui caractérisent les zones de subduction. Ils témoignent en outre d’une déshydratation intense subie par les métagabbros. Ainsi sur un diagramme Pression/Température, il est possible de retracer le chemin emprunté par un gabbro de la croûte océanique : d'abord dans un trajet hydratant avec pression constante et température qui diminue ( passage du stade gabbro à métagabbro à Hornblende puis atteinte du stade schistes verts) en s'éloignant de la dorsale, puis quand il entre en subduction, un trajet déshydratant avec hausse de pression et légère réhausse de température ( stades schistes bleus puis éclogite).

La subduction de la lithosphère océanique est la conséquence d’une modification de ses propriétés au cours du temps. La limite entre la lithosphère et l’asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux. Au niveau de la dorsale, la lithosphère nouvellement formée mince et chaude, « flotte » sur l’asthénosphère car elle est moins dense. À mesure qu’elle vieillit, en s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit car l’isotherme 1300°C descend en profondeur. En effet, la limite entre lithosphère et asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux.

Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique finit par devenir supérieure à celle du manteau asthénosphérique. La plaque, jusqu’à présent maintenue en surface par la lithosphère voisine jouant le rôle de flotteur, se désolidarise de celle-ci et finit par plonger dans le manteau à la faveur des mouvements tectoniques globaux de convergence des plaques. La plaque subduite de densité élevée provoque une traction de la lithosphère océanique restée en surface. Cette traction gravitaire est à l’origine de l’ouverture de la croûte océanique et de la naissance des dorsales.

Au niveau des dorsales océaniques il se produit une création permanente de lithosphère océanique par accrétion. La lithosphère océanique âgée disparaît dans les profondeurs du globe au niveau des zones de subduction. Au dessus de ces zones de subduction, on observe un volcanisme important à l’origine de la croûte continentale.  

Cette eau provient du métamorphisme de haute pression des roches subduites : les schistes verts obtenus par métamorphisme hydrothermal lors de l’expansion océanique, perdent leur eau vers 50 km de profondeur lors de leur passage en schiste bleu. Une deuxième perte d’eau se fait au passage schiste bleu en éclogite.

Ces réactions libèrent donc de l’eau dans le coin de manteau sus-jacent ( au dessus), on parle de « métasomatisation » du manteau. L’eau abaisse le point de fusion des péridotites, mais la profondeur à laquelle le manteau est hydraté ne permet pas la fusion. Ce manteau hydraté et alourdi, glisse le long de la plaque subduite et finit par atteindre la profondeur nécessaire à sa fusion (soit environ 80 km) où le géotherme de subduction recoupe le solidus hydraté des péridotites : les conditions de fusion sont réunies, on obtient une fusion partielle de l’ordre de 10 à 15 %. Le magma obtenu est moins dense que la roche environnante : il  remonte alors en surface par différence de densité.

On obtient donc à partir de la péridotite mantellique, un magma ultrabasique (pauvre en silice) de type basalte.

Les magmas formés remontent en surface par différence de densité : le manteau a une densité de d=3.3 et le magma possède une densité de d=2.8. On rappelle que la CC a une densité de d=2.8. Ainsi lors de la remontée du magma , quand la densité s’équilibre, le magma stoppe, se stabilise et forme une chambre magmatique dans laquelle il va commencer à refroidir. Le magma au contact des parois refroidit en premier et forme les premiers cristaux. Ceux-ci vont se déposer au fond de la chambre magmatique. Le magma résiduel a alors une composition chimique différente de celle du magma de départ ( mange tous les bonbons violets de ton sachet de bonbons multicolores et ton sachet n'aura pas la même composition en bonbons que le sachet de départ).

La silice étant l’élément chimique à cristalliser en dernier (besoin de températures plus faibles), au fur et à mesure des épisodes de cristallisation, on obtient à chaque fois un magma résiduel de plus en plus acide à l’origine des granites. Si ce magma vient à sortir, poussé par une autre arrivée de magma, on obtiendra en surface de la rhyolite .  

Ainsi à partir d’un même magma ultrabasique (riche en Fe, Mg,Ca ) , on obtient par cristallisation fractionnée, des roches plus acides (riches en silice, Al, Na, K).

Quand un magma basique (d'origine mantellique) traverse une grande épaisseur de croûte continentale et/ou y stagne longtemps, il peut y avoir contamination et enrichissement du magma basique par la silice et les alcalins (Na et K) qui diffusent de la croûte continentale. On trouve de tels granites dans les zones de subduction, en particulier des zones de subduction sous lithosphère continentale.

Parfois, la chaleur fournie par ces volumineuses masses de magmas mantelliques provoquent la fusion partielle (anatexie) des roches continentales encaissantes. Il en résulte des mélanges magmatiques entre les magmas basiques mantelliques et les magmas acides d'origine crustale (riches en silice, Na et K). Le magma qui arrive à la surface est andésitique et laisse en profondeur des plutons ou batholites de Diorite.