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Ceintures de feux...
Subduction, usine à magmas
Pièges à sédiments et magmas
Flux de chaleur et bassins marginaux




CNRS-Geomanips

Le volcan Krakatau qui se situe dans le détroit de Sunda entre les îles de Java et Sumatra. Le Krakatau est le résultat de la subduction de la plaque Indo-Australienne sous la plaque Eurasie. En 416, l’effondrement du volcan a formé un grand cratère (une caldera) large de 7 km. Les îles de Krakatau, Verlaten et Lang sont les restes de ce volcan. L'éruption et l'effondrement de la caldera en 1883 ont produit une des plus importantes éruptions jamais enregistrées sur la Terre et ont détruit une grande partie du volcan Krakatau laissant uniquement quelques résidus.
© Photos Landsat Pathfinder





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Les volcans dans le monde


Ceinture de feu interactive

Un volcanisme spectaculaire, dangereux et meurtrier, généralement dit « explosif » jalonne les zones de subduction témoignant d’une activité souterraine considérable. On recense actuellement dans le monde 500 volcans actifs, 90 % se situant autour du Pacifique (ceinture de feu du Pacifique). On trouve également des volcans liés à la subduction aux Antilles, en Italie, en Amérique du Sud et dans les îles Aléoutiennes.

 




Le volcanisme au-dessus de la plaque plongeante

Convergences océan-océan
Quand il y a convergence entre deux plaques océaniques (subduction de type Mariannes), il y a formation de chapelets d’îles volcaniques qui s'élèvent au-dessus de la surface des océans pour constituer un arc insulaire. Les arcs insulaires s’installent sur la plaque chevauchante. Les principaux arcs insulaires se situent dans les Caraïbes (Petites Antilles), l’Atlantique Sud (Sandwich du Sud) et le Pacifique Ouest.

 

 


Les volcans dans les Andes



Comment générer un magma en contexte de subduction

Convergence océan-continent
Lorsqu'il y a convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale, il se forme un arc volcanique continental (les Andes, la Chaîne des Cascades ou Cascades Range dans l'Ouest du continent nord américain).
Dans ce cas, les volcans se trouvent sur la marge de la plaque continentale et forment un arc continental.

Les volcans des zones de subductions sont généralement situés au-dessus de la plaque plongeante là où celle-ci atteint une profondeur de 120 à 160 km.
La localisation de cette ceinture de volcans par rapport à la fosse de subduction est donc directement liée au pendage de la plaque plongeante.
- Pour une plaque présentant un pendage fort, où sera la chaîne volcanique ? …
à proximité de la fosse (c’est le cas des Mariannes ou l’arc volcanique se situe à une centaine de kilomètres de la fosse),
- Pour une plaque avec un pendage faible, où sera la chaîne de volcans ?… nettement plus loin de la fosse (c’est le cas du Chili où la chaîne volcanique se situe entre 600 et 800 km).





 

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La formation de magmas sous les zones de subduction est souvent très complexe. Entrent en jeu, la fusion de la plaque plongeante, (basaltes et sédiments), la fusion du manteau supérieur situé au-dessus de la plaque plongeante (coin mantellique). Si on ajoute la différenciation du magma lors de sa remontée, sa rencontre avec une plaque continentale, on réalise combien les magmas et donc les roches que l’on retrouvera en surface peuvent être différents.

Cette grande variété de magmas (des basaltes aux andésites) signe l’évolution des zones de subduction : chaque roche naît donc en raison de la fusion dans des contextes géodynamiques différents d’ensembles lithologiques différents et tout cela dans les durées géologiques.
L’observation des roches sera nécessaire à la reconstitution de subductions passées.



Comment fabriquer un magma en contexte océan-océan

Les ingrédients entrant en fusion
Entrent en subduction des lithosphères océaniques, plus ou moins anciennes donc plus ou moins froides et donc plus ou moins hydratées et surmontées de plus ou moins de sédiments !…
Des coins mantelliques à histoire variée sont pénétrés par ces plaques plongeantes diverses.

Des pressions et des températures croissantes sont au rendez-vous.
Et l’un des rôles vedettes est tenu par … l’eau ! car c’est bien elle qui va permettre la fusion des roches.


Fusion grâce à l’eau


Déshydratation de la croûte (selon Ringwood)

L’eau qui fait fondre les roches
(Fondre n’est pas dissoudre, bien sûr !…)
On a longtemps pensé que le magmatisme était la conséquence de la friction entre les deux plaques, mais les calculs sur des modèles (numériques) ont démontré que c’est peu probable : il y a en fait trop de fluides et des sédiments gorgés d’eau qui agissent comme un lubrifiant pour que ceci soit possible.
Depuis ces dernières vingt années, géologues, géophysiciens et géochimistes ont discuté sur les conditions physico-chimiques qui permettent la fusion des roches en zone de subduction. Alors qu’il est très facile de l’expliquer dans les zones de rifting (remontée d’un manteau chaud), il est plus difficile d’expliquer pourquoi il existe beaucoup de magma lorsqu’une plaque froide est enfouie dans un manteau dans les zones de subduction.

C’est seulement en 1974 quand Ringwood suggère que les laves d’arcs volcaniques seraient liées à la déshydratation de la croûte océanique hydratée, qui se transforme en une roche déshydratée (éclogite) à des profondeurs de 100 km. La déshydratation de la croûte (et de ses sédiments) entraînant une remontée de fluides dans un coin mantellique facilite la fusion du manteau. Ce magma peut donc remonter lentement et provoquer des éruptions volcaniques.




Âge et thermicité

Le rôle du temps…
Plus la plaque océanique est vieille et froide, (actuellement les plus vieilles en surface sont d’âge jurassique), plus elle aura de difficulté à fondre…

Avec des taux de subduction de 10 cm/an (vitesse au niveau du Pacifique), il est possible de subducter 100 km de croûte océanique par Ma. Comme l’eau du verre est refroidie par les glaçons, le manteau est refroidi. Des calculs montrent qu’après environ 6 ma de subduction océanique, les températures du manteau supérieur ( coin mantellique) seront en dessous des 950° nécessaires à la fusion de la plaque !

Oui mais… si il y a convection dans le coin mantellique, les températures peuvent rester au-dessus de 950°C permettant des fusions.






 

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Le devenir des sédiments



Prisme d’accrétion

Le plancher des océans est recouvert par une épaisseur de sédiments allant jusqu’à 1 km résultat d’une accumulation très lente de particules biogéniques calcaires et siliceuses scellées par des argiles très fines qui ont été transportées en suspension au milieu des océans ; leur épaisseur est fonction de l’âge du fond océanique. À proximité des continents, et au large, redistribués par des forts courants au fond de la mer, il existe des accumulations bien plus importantes, de sédiments détritiques. Ces sédiments finiront dans une zone de subduction.

Plusieurs destins sont possibles :

  • Ils peuvent s’accumuler en prisme d’accrétion
    (par exemple au Sud du Chili).

  • Ils peuvent être entraînés dans la zone de subduction . Une partie va alors, grâce à son eau, favoriser la fusion et participer aux matériaux qui constitueront des magmas. Il semble que les sédiments puissent également accompagner très longtemps la plaque plongeante.

 



Sédiments subduits

Un exemple : dans une zone d’arc insulaire, comme les Mariannes (convergence océan-océan) il n’y a pas d’apport sédimentaire provenant du continent et l’arc n’émet qu’une faible quantité de cendres volcaniques (les éruptions de basaltes ne sont pas violentes). Une boue « abyssale » arrive dans la zone de subduction, portée par la plaque plongeante (parfois d’une épaisseur de 500m).

Depuis les 40 Ma d’existence de ce système d’arc, les 40 km3 de sédiments par km de longueur de l’arc ne sont pas retrouvés en surface : ils ont dû être subduits, mais comment ?

Lorsque la plaque plongeante se plie pour devenir pratiquement verticale, sa flexure crée des horsts et des grabens. Les sédiments sont enlevés des horsts et transportés dans les grabens et donc piégés dans la plaque lithosphérique (pour cette raison certains chercheurs y ont vu un contexte idéal pour se débarrasser des déchets nucléaires…). Ainsi, la croûte océanique se comporte t-elle comme une gigantesque râpe.

Par ailleurs, la géochimie des roches volcaniques montre que le magma des arcs volcaniques est peu contaminé par les sédiments, ce qui indiquerait que les sédiments peuvent être recyclés profondément à l’intérieur du manteau, accompagnant longtemps le destin de la plaque plongeante.





 

 

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Flux de chaleur sur la terre


Pour se repérer dans une zone de subduction

Les mesures de flux thermiques complètent le panorama que l’on peut avoir sur le terrain en zone de subduction. Au niveau des fosses de subduction, le flux de chaleur est faible (50 mW.m-2), peu différent de celui des continents.
Au front volcanique, l’on mesure plus de 100 mW.m-2. Ce fort flux de chaleur correspond à la source magmatique proche de la surface qui alimente les arcs volcaniques.

Sous le bassin arrière-arc, quand il existe, le flux de chaleur élevé est relatif à la diminution d’épaisseur de la lithosphère et à la présence éventuelle d’une dorsale océanique.


Bassins arrière-arcs dans l’ouest pacifique

La complexe zone d’arrière-arc fournit de nouveaux indices sur le terrain du plongement d’une plaque.

La subduction provoque parfois une déformation extensive dans la plaque supérieure , faisant naître des bassins arrière-arcs, dits encore bassins marginaux. Ils se localisent au-dessus du plan de Wadati-Benioff et correspondent à une accrétion océanique similaire à ce qui se passe au niveau des grandes dorsales océaniques. Ces bassins représentent 10% de la surface de la lithosphère océanique, on les trouve sur toute la surface de la Terre et ils sont très nombreux dans l’Ouest Pacifique.




Formation d’un bassin marginal en domaine océanique


Évolution de la mer du Japon

La cause de la formation des bassins d'arrière-arcs est complexe, on envisage aujourd’hui deux modes de formation:

 

  • Initiation lorsqu'un arc insulaire, zone de faiblesse au-dessus de la subduction d’une lithosphère océanique sous un continent, se fend longitudinalement. Les deux parties de l'arc ainsi constituées peuvent ensuite s'éloigner l'une de l'autre de quelques centaines de kilomètres. Il apparaît dans l'espace intermédiaire ainsi formé, de lithosphère amincie, un mini-bassin océanique où se créent des petites dorsales d'accrétion. La moitié de l'arc, généralement la plus proche d'un continent, située à l'opposé de la fosse de subduction devient "volcaniquement" inactive, et constitue un arc rémanent qui s'enfonce progressivement sous l'eau. L'autre moitié, faisant face à la subduction, reste le siège du volcanisme.
    Ce type d’ouverture arrière-arc semble être le plus fréquent. Il correspond au cas de la mer du Japon par exemple, puisque de nombreux arguments géologiques permettent de montrer que l’arc japonais était soudé au continent chinois avant l’ouverture du bassin océanique.

  • Initiation d’une subduction intra-océanique qui piège une partie de lithosphère océanique. Le plus souvent, il n’y a pas de dorsale dans le bassin qui est hérité de l’ancien océan et l’arc volcanique se développe sur une croûte initialement océanique. Ce cas serait applicable au Bassin des Aléoutiennes situé en arrière de l’arc volcanique des îles Aléoutiennes au Sud de l’Alaska.


Notons que les bassins arrière-arc existent hors du contexte Pacifique : le Bassin Caraïbe par exemple et certains bassins méditerranéens (le bassin Tyrrhénien et le Bassin Egéen). Leurs origines sont actuellement discutées.







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