Les zones de subduction sont des marges actives entre une plaque lithosphérique océanique (LO) et une autre plaque lithosphérique. Une subduction se caractérise par une plongée de la LO dans le manteau asthénosphérique. La plaque est froide et se réchauffe peu lors de sa plongée, par contre, la pression augmente énormément.

Le volcanisme de subduction est caractérisé par la violence des éruptions. De plus, ce volcanisme se retrouve toujours à 100-120km à l’aplomb de la lithosphère plongeante, parallellement à la fosse océanique. On peut donc se demander ce entraîne la production de magma à cette profondeur au niveau de la LO plongeante.

Nous commencerons par présenter les caractéristiques du magmatisme de subduction puis nous expliquerons l’origine du magma puis nous finirons par expliquer les conditions nécessaire à la fusion des roches en profondeur.

I – Le magmatisme de subduction

Nous pouvons trouver deux types de roches magmatiques dans les zones de subductions : des granodiorites et des andésites. Une roche magmatique est une roche issue de la solidification d’un magma.

1) Les granodiorites, des roches plutoniques

Les granodiorites sont des roches à texture grenue, c’est à dire qu’elles sont entièrement cristallisés. De ce fait, on peut dire que le magma à l’origine de ces roches a mis du temps à se refroidir. Ceci est possible lorsque celui-ci reste piégé en profondeur, on appelle cela un pluton. Le magma met alors du temps à se cristalliser et aboutit à des roches dites plutoniques comme la granodiorite

2) Les andésites, des roches volcaniques

Les andésites sont des roches à texture microlithique, c’est à dire qu’elles ne sont pas totalement cristallisées : on trouve des microlithes (petits minéraux à peine formés) et du verre (pas de cristallisation). Ceci est lié à un refroidissement rapide que le magma peut rencontrer lorsqu’il est émis en surface lors du volcanisme. Dans le cas des zones de subduction, ce volcanisme est très explosif. Cela est du au fait que le magma est très visqueux (ceci lié à une faible température et un taux de silice élevée). Dès lors, il met du temps à remonter, refroidit encore plus et devient encore plus visqueux. Les gaz contenus dans le magma ont donc du mal à s’échapper, le magma forme des bouchons et lors de l’éruption, les explosions de gaz sont donc dévastatrices.

On peut maintenant se demander d’où provient ce magma. Est-il issu de la fusion des roches de la lithosphère plongeante ou de la lithosphère chevauchante ?

II – L’origine du magma dans les zones de subduction

Pour fondre, une roche dépend de certaines conditions de pression et de température. Le dépassement de ces conditions entraîne une fusion partielle de la roche : cette limite se nomme le solidus (il est spécifique d’un type de roche).

Cependant, lorsqu’on analyse les conditions de pression et température sous les zones de subductions, on se rend compte qu’aucune roche ne peut fondre !

En effet, la lithosphère plongeante est bien trop froide pour fondre. La partie chevauchante aurait plus de facilité à fondre mais ce n’est pas le cas non plus. Cependant, on sait que si on ajoute un petit pourcentage d’eau à la roche, ceci abaisse son solidus et elle peut donc fondre à des températures plus basses. En étudiant le solidus des péridotites, on peut donc dire que les péridotites de la plaque chevauchante peuvent fondre en présence d’eau.

On remarque donc que, entre 80 et 200km de profondeur, les péridotites du manteau peuvent fondre si on leur apporte un peu d’eau.

Le magma produit va remonter dans le manteau jusqu’à la croûte où il va s’accumuler dans des chambres magmatiques à l’origine du plutonisme et du volcanisme de subduction.

Mais d’où provient cette eau à l’origine de la fusion des péridotites ?

II – Origine de l’eau nécessaire à la production du magma de subduction

Si on se place au niveau de la croûte de la lithosphère plongeante, on peu remarquer la présence de roches océaniques telles que les basaltes et les gabbros. Or, depuis leur formation au niveau de la dorsale jusqu’à leur arrivée dans les zone de subduction, celle-ci subissent un refroidissement associé à une circulation d’eau océanique. Ceci entraîne un métamorphisme (transformation des minéraux d’une roche sans passage à l’état liquide). Par exemple, les gabbros vont devenir des métagabbros de type « schistes verts » : ils contiennent des minéraux caractéristiques comme la hornblende, l’actinote et la chlorite. Ces minéraux sont riches en radicaux hydroxyles (OH) ce qui marque une certaine hydratation. Voici une réaction métamorphique typique :

Pyroxène + plagioclase + H2O → hornblende

Ces schistes verts vont subir une augmentation de pression avec la plongée dans l’asthénosphère. Cela va entraîner un deuxième type de métamorphisme dépendant essentiellement de la pression (moyenne température, moyenne pression). Cela aboutit à la formation de minéraux moins hydratés comme le glaucophane. On parle alors de métagabbros schistes bleus.

Plagioclase + Actinote + Chlorite  → Glaucophane  + H2O

On voit ici que de l’eau est libérée lors de la réaction.

Plus en profondeur, le phénomène est le même avec la transition vers les métagabbros de type eclogites contenant du grenat, minéral totalement anhydre  (métamorphise moyenne température, hautes pressions).

Cette eau libérée entre 40 et 130 km de profondeur va remonter jusque dans le manteau chevauchant et permettre la fusion des péridotites comme nous l’avons vu dans la partie II.

Conclusion

Nous avons donc vu que le magmatisme de dorsal est lié à la libération d’eau par la plaque plongeante, eau nécessaire à la fusion des péridotites du manteau chevauchant. Cette fusion partielle aboutit à la remontée de magma jusque dans la croûte, lieu de la mise en place de deux types de roches magmatiques : des roches volcaniques (andésites) et des roches plutoniques (granodiorites).