Pb I :Quelles sont les caractéristiques du magmatisme lié à la subduction ?

I- LE VOLCANISME DES ZONES DE SUBDUCTION :

A- Les Caractéristiques d’une zone de subduction TP 6

La CO se forme au niveau des dorsales.
La subduction correspond à l’enfoncement d’une lithosphère océanique + vielle, + froide et +dense, au sein du manteau dans un secteur de convergence lithosphérique.
Les zones de subduction sont caractérisées par :
- des séismes
- des reliefs très importants, parallèles au plan de subduction ( Wadati –Benioff).
- une activité volcanique : explosive, violente, des coulées pyroclastiques et des nuées ardentes.
Ce type d’éruption s’explique par :
- l’importante viscosité des laves (forte teneur en silice)
- des gaz qui s’accumulent ( empêchés de remonter par la viscosité des laves).
- Une faible T° du magma( relativement à au magmatisme d’une dorsale ou de points chaud).

B-Les roches volcaniques des zones de subduction TP7 Doct 4 p 191 + p 192-193

Dans les zones de subduction, les volcans émettent des laves visqueuses associées à des gaz .
Ces éruptions produisent une grande quantité de matériaux très divers dont l’andésite, est la plus caractéristique.
Toutes ces roches ont en commun :
- structure dite microlithique. Ce qui témoigne d’un refroidissement rapide de la lave.
- des minéraux hydroxylés comme l’amphibole et la biotite ce qui les distingue du basalte formé au niveau des dorsales.

Conclusion : l’eau a un rôle important dans la formation de ces magmas.

Pb II : quelle est l’origine du magma des zones de subduction ? TP 7

II- ORIGINE DU MAGMA DES ZONES DE SUBDUCTION :

Pb II- A: quelles sont les conditions de fusion de la péridotite? Rappel

II-A-les conditions de fusion de la péridotite en zone de subduction.

Au niveau des dorsales (1S), on observe que le géotherme recoupe le solidus entre 20 et 100 Km de profondeur.
Ainsi les conditions de T° ET de pression sont réunies pour avoir la fusion de la péridotite, d’où l’origine du magmatisme des dorsales.
La remontée du magma (sous l’effet de mouvements ascendants dans le manteau) donne une î de la pression qui donne une fusion partielle).
Mais au niveau des zones de subduction, la T° ì beaucoup moins vite avec la profondeur et les conditions ne sont jamais réunies pour observer une fusion et notamment à 100 Kms de profondeur

Comment expliquer alors la production du magma des zones de subduction ?

Exo 2 page 233

L’observation du volcanisme et du plan de subduction permet de proposer une origine du magma située vers 100 à 150 km de profondeur.
A cette profondeur se situe la péridotite du manteau (lithosphérique ou asthénosphérique) avec les conditions de t°et P rendent la péridotite solide.
En effet le géotherme des zones de subduction ne permet pas à la péridotite sèche de fondre (le géotherme ne recoupe pas le solidus).
Par contre l’apport d’eau abaisse la température de fusion partielle de la péridotite (solidus hydraté).
Ainsi vers 80 à 150 Km de profondeur, la température de 1000°C suffit à provoquer la fusion partielle de la péridotite et donne naissance à un magma (le géotherme des zones de subduction recoupe le solidus hydraté).
Le solidus correspond aux conditions de T° et P° qui permettent à la péridotite de passer de l’état solide à l’état solide + liquide (magma) (fusion partielle de la péridotite).
Le magma chaud, fluide et moins dense s’élève. Lors de sa remonté le magma peut séjourner en profondeur dans la CC et donner naissance aux plutons de granodiorites et granites.
Le magma peut arriver rapidement en surface pour donner naissance aux volcanismes explosifs andésitiques, rhyolitiques. (Minéraux hydratés)

Bilan :

D’après les géothermes, on observe que dans un contexte de subduction :

un basalte anhydre ou hydraté ne peut pas fondre : ce n’est donc pas la croute océanique plongeante qui fond
Une péridotite anhydre ne peut pas fondre.
seule une péridotite placée dans les conditions P/T du manteau de la plaque chevauchante peut fondre partiellement si sa température de fusion a été abaissée par hydratation.

Conclusion :

Le magma des zones de subduction provient donc de la fusion partielle de péridotites mantelliques hydratées de la plaque chevauchante.

Pb II-B: Comment s’effectue l’hydratation du manteau ?

II-B : la déshydratation des roches de la croute océanique et l’hydratation du manteau dans les zones de subduction Document 2 et 3 p 195

Au cours de l’expansion la Croute Océanique, son refroidissement et son hydratation transforment la minéralogie des roches.
Les gabbros sont ainsi transformés en métagabbro de faciès schiste vert.
Ces roches sont hydratées, comme en témoigne la présence de minéraux hydroxylés ( chlorite et actinote)
Lorsque la lithosphère océanique entre en subduction, les variations de pression et température entraînent de nouvelles transformations minéralogiques de la CO. qui sont alors transformées en métagabbro de faciès schiste bleu, puis éclogites.
Ces roches sont de plus en plus déshydratées.
L’eau ainsi libérée par les réactions entre les minéraux hydratés contribue à abaisser le point de fusion des péridotites du manteau de la plaque chevauchante.
La fusion partielle de ces péridotites est à l’origine du magma dans les zones de subduction.

Pb II-C : Comment s’effectue la formation d’un magma andésitique ?

II-C : la formation d’un magma andésitique

La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus jacent.
La comparaison d’une péridotite hydratée et d’un magma andésitique montre que le taux de fusion est de l’ordre de 10% et que le magma andésitique est enrichi en silice par rapport à la péridotite.

Pb III : comment s’effectue la fabrication de la croûte continentale en zone de subduction ? TP 7 + TD 7

III- FABRICATION DE LA CROUTE CONTINENTALE EN ZONE DE SUBDUCTION :

Pb III-A : quelles sont les roches plutoniques des zones de subduction ?

III-A- les roches plutoniques des zones de subduction

Dans les zones de subduction, le magma issu de la fusion partielle du manteau de la plaque chevauchante peut cristalliser en profondeur, formant au sein de la croûte continentale des roches plutoniques.
Les points communs des granitoïdes sont :
- composition chimique et minéralogique proche du granite,
- structure grenue,
- donc refroidissement lent du magma en profondeur.

Pb III-B : comment un magma de composition basaltique (pauvre en silice) peut donner des roches de composition granitique (riche en silice) ?

III-B : La différenciation magmatique par cristallisation fractionnée. Doc 3 p197 :

Les magmas, piégés dans la croûte continentale, subissent une différenciation au cours de leur refroidissement très lent.
Cela aboutit à la formation d’une grande diversité de roches plutoniques de composition granitique.
À cette différenciation magmatique peut s’ajouter une contamination en silice des magmas, par les roches de la croûte continentale encaissante, qui fondent et dont les minéraux se rajoutent au magma ascendant.

Pb III-C: Quelle est la conséquence au cours des temps géologiques de la cristallisation en profondeur des magmas en zone de subduction ?

III-C -l’accrétion continentale au cours des temps géologiques

l’accrétion continentale Document 1 p 196

Bilan

La cristallisation des magmas issus de la fusion partielle des péridotites du manteau lithosphérique hydraté des zones de subduction forme une nouvelle croûte continentale.
85% du magma produit dans les zones de subduction cristallise en profondeur, formant des granites et des granitoïdes, et produisant ainsi de nouveaux matériaux continentaux.
Les zones de subductions sont également à l’origine de 75 à 85% des granites et granitoïdes de la planète.
CC//Les zones de subduction sont donc le contexte géologique privilégié de fabrication de la croûte continentale à partir d’un magma d’origine mantellique.
la production de magma au cours des temps géologiques Document 2 p 196

Archéen = Avant 2,5 milliards d’années

La Terre était plus chaude, le gradient géothermique était plus élevé qu’actuellement.
La croûte océanique en subduction atteignait sa température de fusion (courbe de fusion ou solidus d’un basalte hydraté, en rouge) avant de s’être déshydratée (courbe de déshydratation de la croûte océanique en vert).
Elle pouvait donc fondre donnant alors naissance à la croûte continentale primitive.

Après 2,5 milliards d’années

La Terre s’étant refroidie, le gradient géothermique a diminué de telle manière que la croûte océanique en subduction (flèche en bleue) se déshydrate (courbe en vert) avant d’atteindre son solidus (courbe en rouge).
Elle ne peut donc pas fondre et est intégralement recyclée dans le manteau. Les fluides issus de sa déshydratation remontent à travers les coins de manteau sus-jacent et chaud et en induisent la fusion.
Les magmas ainsi produits sont calco-alcalins et constituent la croûte continentale moderne.

Bilan :

La production de croute continentale a été très importante entre -3 et -1 Ga.
Actuellement cette production d est compensée par son érosion puis subduction.
La croissance des continents est donc nulle.
Lorsqu’une partie du magma arrive en surface (par volcanisme) la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde

Très bon résumé du chapitre avec une illustration au niveau de la nouvelle Zélande et du japon :