vendredi 13 janvier 2017

Métamorphisme, moteur et magmatisme des subductions (TS)

Métamorphisme des zones de subduction

Nous savons que la croûte océanique se forme au niveau des dorsales. Ce sont des zones de magmatisme important. Toute zone océanique présentant une forte activité magmatique est caractérisée par la présence de cheminées hydrothermales qui rejettent de l'eau à très haute température et fortement chargée en minéraux divers.

Un exemple de sources hydrothermales dans la fosse des Mariannes


On peut schématiser le fonctionnement de ces zones de la façon suivante :

Lorsque la croûte nouvellement formée et à haute température (+ 1000 °C) entre en contacte avec l'eau de mer très froide, la croûte subit des contraintes qui entraînent une fracturation importante permettant la circulation de l'eau de mer. Dès ce moment une transformation de la croûte par hydratation va se produire : c'est un métamorphisme.
Ce phénomène va avoir lieu tout au long du trajet du fond océanique :

Sur le document ci dessus, on peut constater une hydratation progressive de la croûte , les minéraux hydratés remplaçant petit à petit les minéraux plus anhydres.
Alors que le gabbro de dorsale est essentiellement constitué de pyroxènes et de plagioclases, un métagabbro (gabbro métamorphique) de fond océanique est essentiellement constitué d'hornblende et de chlorite. Ce dernier minéral étant de couleur verte, ce métagabbro est dit de faciès schiste vert.

Si on observe au microscope en LPNA, une lame mince de schiste vert, on peut observer les structures suivantes :

On constate la présence d'une auréole de hornblende, minéral issu du métamorphisme, autour d'un cristal de pyroxène. L'hydratation progressive du pyroxène assure sa transformation chimique en hornblende.

Il existe d'autres faciès au métagabbro. On peut trouver par exemple des métagabbros de faciès schiste bleu.

Les minéralogistes ont déterminé que le minéral bleu, caractéristique de ce faciès, est le glaucophane. Or chimiquement l'origine du glaucophane est la suivante :

On peut facilement constater que le glaucophane est issu de minéraux appartenant au faciès schiste vert. Le faciès schiste bleu correspond donc à un métamorphisme plus avancé que le schiste vert. De plus on constate que l'origine de ce métamorphisme n'est plus une hydratation, mais une déshydratation (-H2O).
Sur une lame mince, on peut observer des auréoles de glaucophane autour des pyroxènes reliques :

Une autre roche présente est l'éclogite, qui est aussi un métagabbro. C'est une roche facile à repérer par la présence de deux minéraux caractéristiques, la jadéite (bleu-vert) et le grenat (rouge).

La jadéite peut se rencontrer sous forme de gisements importants. C'est alors le jade qui est beaucoup travaillé en Chine depuis très longtemps.

Le grenat est considéré comme une pierre semi-précieuse lorsqu'elle est taillée :


L'équation suivante nous permet de comprendre la genèse de ces minéraux :

On est à nouveau en présence d'un métamorphisme par déshydratation. Sur une lame mince d'éclogite en LPA, le grenat apparaît comme un minéral très géométrique noir contenant de nombreuses inclusions alors que le jadétite apparaît de couleur jaune.

Afin de comprendre s'articule ce métamorphisme progressif, nous allons utilisé un diagramme P/T présentant le domaine stabilité des minéraux (parfois appelé grille pétrogénétique) :


Pour ce faire nous allons utilisé les associations de minéraux que nous avons rencontré par l'observation des roches.

On peut constater qu'à partir de la phase schiste vert, on a une augmentation progressive de la pression (qui explique la déshydratation de la roche) alors que la température reste relativement modérée. On est dans un métamorphisme de haute pression et de basse température (HP/BT). Cette augmentation de pression ne peut s'expliquer que par l'intervention de la subduction. Alors que le faciès schiste vert est caractéristique du fond océanique, les faciès schiste bleu et éclogite sont caractéristique de la subduction.

On peut réunir toutes les informations sur le tableau suivant :


Le moteur de la subduction
Nous venons de voir que le phénomène de subduction est marquée par des mécanismes de métamorphismes. 
Nous allons essayer de voir maintenant ce qui fait fonctionner une subuction. Pour ce faire nous allons étudier un certain nombre de paramètres :

On obtient les résultats suivants après les calculs :

On construit alors 3 courbes sur un même système d'axes :
— densité de l'asthénosphère en fonction de l'âge du fond océanique
— densité de la lithosphère en fonction de l'âge du fond océanique
— profondeur océanique en fonction de l'âge du fond océanique

Le magmatisme dans les zones de subduction
Si on regarde la carte suivante, on constate que le volcanisme de dynamisme explosif est distribué sur les zones de subduction.

On a ainsi pu construire un indice d'explosivité volcanique (VEI) permettant de déterminer la dangerosité d'un volcan.

Une des éruption les plus célèbres et les plus étudiées du XXème siècle est celle du Mont St-Helens en 1980. Le mont St-Helens est situé aux Etats-Unis (Etat de Washington) dans la chaîne des Cascades, chaîne volcanique associée au Montagnes Rocheuses.

C'est une des grandes éruption du siècle dernier avec des retombées de cendres volcaniques sur plusieurs centaines de kilomètres.

L'article suivant a été rédigé par une journaliste d'après les informations qui provenait des Etats-Unis. A l'époque, le mécanisme des subductions n'était pas connu avec autant de précision qu'aujourd'hui. Il présente donc des inexactitudes, mais il est intéressant du point de vue historique.


La photo suivante montre le Mont St-Helens avant l'éruption. C'est un volcan de zone de subduction typique à la forme presque parfaite, surnommé le "Mont Fuji américain".

On peut comparer à la forme d'un volcan de point chaud comme le Mona Kea à Hawaii qui a une forme beaucoup plus écrasée. On appelle ce type de volcans, des volcans boucliers.


Après un sommeil de plus de 120 ans, plusieurs épisodes signifiant le réveil du volcan eurent lieu au début de 1980. Sur le côté une boursouflure correspondant à la pression du magma dans la cheminée.
Lorsque la pression des gaz libérés par dépression devint supérieur à la résistance de la partie sommitale du volcan, le côté du volcan explosa, provoquant une coulée pyroclastique ou nuée ardente, mélange de gaz brûlant et de petits fragments de roches.


Un exemple de coulée pyroclastique au mont Unzen (Japon), lors de l'éruption de 1991.


La première nuée ardente observée après celle du Vésuve en 79, celle de l'éruption de la Montagne Pélée en 1902 en Martinique.


Au St-Helens, l'explosion provoqua l'apparition d'une caldeira à la place de l'ancien sommet. Au fond de de ce cratère un dôme de lave s'est installé dont s'échappe depuis de la vapeur.


Une autre éruption est restée célèbre, celle du Krakatoa, volcan-île situé dans le détroit de la Sonde en Indonésie.

 Gravure de l'île de Krakatoa avant l'éruption


Après une assez longue phase de réveil, le Krakatoa (ou Krakatau) entra en éruption en août 1883. Entre le 26 et le 27 août. On considère qu'il s'agit d'une des plus puissantes éruptions historiques connues.
Une des rares photos prises juste avant l'éruption finale du Krakatoa


Le bruit s'entendit jusqu'à 4800 km. L'éruption engendra un tsunami dont les vagues les plus hautes, dans le détroit de la Sonde, atteignirent 46 m.


Le scientifiques s'interrogent sur la raison d'une éruption d'une telle violence. Certain estime que c'est la pénétration d'eau de mer dans la cheminée volcanique qui aurait pu produire cet effet, mais cette explication est très controversée.
Le document ci-dessous est une reconstitution de l'île avant et après l'éruption.


Pendant plusieurs années, les poussière en supsension dans l'air provoquèrent des couchers de soleil magnifiques qui ont sans doute inspiré le peintre norvégien Edvard Munch (1863-1944) pour son célébrissime tableau Le Cri (1893).


Quelques années plus tard, à l'endroit où se situait le Krakatoa, un nouveau volcan s'est formé, baptisé Anak Krakatau (le fils du Krakatoa), très actif.


La couleur de ce volcan est caractéristique des volcans de subduction, encore appelés volcan gris contrairement aux volcans de dorsales ou de points chauds de couleur beaucoup plus sombre.
Un grand nombres de volcans gris ne présentent pas de cratères à leur sommet, mais plutôt un dôme qui est un bouchon de lave. C'est la cas du Puy de Dôme en Auvergne (ici au second plan).


C'est le cas aussi dans le fond de la caldeira du Mont St-Helens.


Un des exemples les plus extraordinaires a pu être observé après l'éruption de la Montagne Pélée en 1903. Il s'agit d'un dôme de protrusion formé de laves très visqueuses (quasi-solide) qui s'est élevé au maximum à 300 m de hauteur. Il fut ensuite détruit par l'érosion en quelques mois.


Une grande viscosité est une des caractéristiques des laves des zones de subduction. Elle s'oppose à la grande fluidité des laves de point chaud qui peuvent atteindre une vitesse de 70 km à l'heure comme le montre la vidéo suivante, prise sur le Kilauea à Hawaii.


Les documents suivants permettent de mettre en évidence les relations entre viscosité, teneur en silice et température d'éjection d'une lave.

On peut rappeler qu'une roche magmatique éruptive refroidit très vite au contact de l'air ou de l'eau. Cela signifie qu'elle cristallise incomplètement, une grande partie du matériau restant sous forme de pâte ou verre non-cristallisé. On parle de roche microlitique. 
La silice est un minéral blanc. Plus une roche éruptive est de couleur clair plus elle est riche en silice et donc plus elle est visqueuse. 
L'andésite contient de 54 à 63% de silice. Elle est grise à l'œil nu :


La rhyolite contient en moyenne, plus de 70% de silice. Elle apparaît comme blanche à l'œil nu :


Leur composition minéralogique est différente. Pour l'andésite, les minéraux principaux sont les suivants : plagioclase amphibole, pyroxène, mica.

Andésite en LPA


La composition minéralogique de la rhyolite est la suivante : quartz, amphibole, plagioclase.


On peut comparer la composition chimique de quelques roches magmatiques :


On constate qu'une andésite a la même composition qu'une diorite. L'observation d'une diorite nous indique qu'il s'agit d'une roche plutonique.

Echantillon de diorite


Lame mince de diorite en LPA


Cela signifie que les deux roches, andésite et diorite, proviennent d'un même magma mais que leurs conditions de refroidissement n'ont pas été les mêmes : rapide pour l'andésite (roche microlitique non entièrement cristallisée), lente pour la diorite (roche grenue, entièrement cristallisée). 
Le refroidissement d'un magma en profondeur se fait dans des zones appelées des plutons. On parlera de plutons dioritiques (ou granodioritique) dans le cas d'un magma andésitique comme on le voit dans l'exemple ci-dessous.




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