Chapitre 1 : Convergence lithosphérique et subduction

Chapitre 1 :
Convergence lithosphérique et subduction
On cherche a montrer les marqueurs des zones de subduction et on utilise des données de
surface et de profondeur.
I.
Les caractéristiques des zones de subduction en surface
Qui dit en surface dit que ce sont des observations directes et ce sont des indices
morphologiques.
1.Indices morphologiques
On trouve toujours dans une zone de subduction la succession d’un relief négatif suivait d’un
relief positif avec une amplitude forte. On appellera ça une fosse et une montagne.
Il existe 3 types majeurs de subduction :
 le type Andin : qu’on trouve au Japon, il met en jeux un bloc continental massif avec
une cordillère très élevée.

le type Nippon : qu’on trouve au Japon. Relief positif sous forme d’arc insulaire suivit
d’un bassin d’arrière arc sur la croûte continentale.

le type intra océanique : avec un arc insulaire, un bassin d’arrière arc posé sur une
croûte océanique, la fosse est dans ce cas très profonde. (ex : les Mariannes= 10 000 à
11 000m en dessous du niveau de la mer.
2.Les déformations associées au relief


Dans les relief positifs on trouve des plis et des failles inverses qui traduisent une
tectonique en compression, les terrains sont raccourcis et épaissis ce qui est une
explication de l’altitude atteinte pas ces reliefs. Les contraintes sont toujours
perpendiculaires à l’axe des plis et des failles et on constate que l’axe des plis des
failles et parallèle à la fosse. Les reliefs positifs sont volcaniques, c’est un volcanisme
explosif.
Dans les reliefs négatifs, sur les fonds océaniques, on trouve toujours des dépôts
sédimentaires. Ces sédiments se déposent en strates horizontales, et logiquement les
dépôts les plus profonds sont les plus anciens. Quand on s’approche d’une zone de
subduction on constate que les strates sédimentaires sont déformées et empilées en
écailles.
On constate que des plis et des failles inverses affectent ces sédiments au niveau de la
fosse océanique, on appelle ça un prisme d’accrétion sédimentaire. Dans la subduction
intra océanique les prismes d’accrétion sont quasi-inexistants.
Donc on retrouve ici une tectonique en compression
3.La mesure du flux thermique
TP2 interprétation de la double anomalie thermique.
Bilan du I : Les marges actives sont localisées sur des frontières de plaques contrairement aux
marges passives. Le pourtour du Pacifique est une zone de subduction continue, mais on en
trouve aussi dans les Antilles et en Méditerranée. On complète les données de surface avec
des données en profondeur pour préciser l’origine des zones de subduction.
II.
La signature en profondeur de la subduction
TP2 Ces données sont indirectes puisque par définition inaccessibles. Elles permettent
d’obtenir des modèles de subduction.
1.Les anomalies thermiques (ne pas confondre avec le flux thermique en surface) tp2 1.1
On a un matériel froid qui plonge et l’inflexion est à l’origine de la fosse. C’est la lithosphère
océanique qui plonge à ce niveau.
2.La répartition des foyers sismiques. TP2.2
Les foyers sismiques se répartissent selon un plan depuis la fosse vers l’arc magmatique. La
plan de Wadati-Benioff montre l’affrontement de deux matériaux différents en composition
ou en température. Entre les zones de subduction le pendage du plan de subduction n’est pas
le même.
 Il est très faible, entre 10 et 30° dans les Andes où la lithosphère présente est très
jeune.
 Il est moyen, 45°, dans le type Nippon avec une lithosphère assez âgée.
 Il est très fort, 90°, pour les subductions intra-océaniques qu’on appelle aussi
spontanées avec des lithosphères plongeantes très vielles.
(super transition à la Delage) : Mais comment l’expliquer ?…
III.
Moteurs et mécanismes de la subduction
TP3
La densité de la Lithosphère océanique augmente avec son âge parce qu’elle se refroidit et son
épaisseur augment par incorporation de l’asthénosphère sous jacente.
La lithosphère océanique est maintenue en surface grâce à sa vaste étendue par rapport à son
épaisseur. Il existe un maintient à chaque extrémité. La dorsale d’un côté et la lithosphère
continentale de l’autre.
La lithosphère continentale a toujours une densité inférieure à celle de l’asthénosphère et de la
lithosphère océanique.
L’équilibre de le lithosphère océanique se fait de plus en plus instable avec son vieillissement
et à la faveur de mouvements tectoniques elle entre en subduction.
Le moteur de la subduction est la traction imposée par la plaque qui plonge.
IV.
Le magmatisme des zones de subduction.
1.Les produits du magmatisme
On peut échantillonner le résultat du volcanisme explosif andésites et rhyolites. On trouve
aussi d’énormes massifs plutonique de granitoïdes (granite) mis à nus par l’érosion. Ces trois
roches ont une composition similaire malgré leurs textures différentes. Ce qui indique que
c’est un même magma qui est à leur origine, il est riche en Silice (SiO2). Un magma riche en
silice est à l’origine de roches contenant du quartz (SiO2). Il existe aussi des matériaux
hydratés ce qui indique un hydratation du magma.
2. Origine du magma
On montre que le magma a pour origine une fusion partielle du manteau de la plaque
chevauchante. Donc une fusion de péridotites. Le doc.11 montre que la péridotite qui fond est
hydratée contrairement à une zone de dorsale. Le taux de fusion partielle est plus importante.
Le géotherme (doc.11) sous l’arc volcanique montre d’abord une augmentation de
température jusqu’à environ 80 km de profondeur ce qui correspond à la présence de magma.
Puis la t° diminue fortement quand on entre dans la lithosphère subduite. Le solidus (limite du
début de la fusion) de la péridotite sèche ne recoupe jamais le géotherme, or dans une zone de
subduction les péridotites sont hydratées et le solidus est décalé vers des températures plus
basses, il recoupe le géotherme, la fusion est déclenchée. La fusion est possible entre 80 et
150 km de profondeur.
3.L’origine de l’hydratation des péridotites
L’origine de l’eau est due à la transformation des roches de la lithosphère océanique up. C’est
ce qu’on appelle un métamorphisme (transformation des roches à l’état solide sous l’effet de
pression et /ou de la température sans modification de la composition de la roche). Les roches
de la croûte océanique subissent d’abord un métamorphisme par hydratation
(hydrométamorphisme) et on obtient de nouveaux minéraux hydratés en couronne autour du
pyroxène.
La poursuite de l’hydratation conduit à des schistes verts, metgabbros ou metabasaltes à
chlorites et actinotes. Lors de l’entrée en subduction les SV sont soumis à des pressions de
plus en plus importantes, ils perdent leur eau progressivement et se transforment en schistes
bleu (nuit magnifique selon Bob et God) appelés aussi metagabbros à glaucophanes.
La poursuite de la subduction déshydrate encore la roche jusqu’au stade éclogite ou
metagabbro à grenat, et vers 100km de profondeur la fusion peut commencer.
FIN
Document 9 :Unité et diversité des zones de subduction
Les marges actives sont
caractérisées par l’alignent sur
la plaque chevauchante de
nombreux volcans explosifs
parallèlement à la fosse. Afin
de comprendre l’origine de ce
volcanisme, on a disposé, sur
un même graphique, les plans
de Bénioff de différentes
marges actives. Les fosses sont
localisées par rapport à l’arc
volcanique qui constitue un
repère de référence.
Plus le pendage est fort plus la fosse est proche de l’arc volcanique. Tous les plans de Bénioff
passent sous l’arc à une profondeur de 100km environ. L’eau quitte les roches
métamorphiques de la LO subduite, les péridotites le la LC sont hydratées et entrent en fusion
partielle, puis il y a remontée de magma et …(boum , volcanisme explosif ^^)
Document 10 : La genèse des magmas lors des phénomènes de subduction
les péridotites entrent en fusion
Le diagramme ci-contre représente l’évolue la température en fonction de la profondeur sous
l’arc magmatique d’une zone de subduction. Sur ce même diagramme sont placées deux
courbes expérimentales qui représentent les conditions thermo-barométriques de début de
fusion des péridotites du manteau. Ces courbes appelées « solidus » se lisent de la façon
suivante : à une pression donnée( qui correspond à une certaine profondeur) , la péridotite
commence à fondre lorsque la température atteint celle du solidus. Au delà ; la fusion est
d’autant plus complète que la température est élevée.
Deux solidus sont présentés : le solidus de péridotites ayant subi un apport important d’eau et
le solidus de péridotites normales dépourvues d’eau.
Correction du TP3
1. LO= CO(5-6km)+manteau lithosphérique
Le manteau lithosphérique s’épaissit avec l’éloignement à la dorsale
Limite inférieur de la LO 1300° =LVZ
2. A 800km la LO a 10 Ma, c’est une dorsale rapide pour 8 cm par ans.
Epaisseur : 29km
Masse 92*103 tonnes.
Elles n’aura pas tendance à d’enfoncer dans l’asthénosphère car la masse est légèrement
inférieure.
3. Avec le temps et l’éloignement à la dorsale la lithosphère devient plus dense et plus lourde
que l’asthénosphère sous jacente au delà de 25Ma.
On constante en étudiant l’age des fonds océaniques qu’il existe des fond au delà de 25 Ma,
on va jusqu’à 180Ma. Il y a donc qqc qui empêche l’entrée en subduction immédiate.
4. L’entrée en subduction est retardée par son lien physique avec le continent d’un côté et de
la dorsale chaude de l’autre.
Correction du TP4
La comparaison chimique des roches de la CO et des roches métamorphiques montre qu’elles
ont une composition similaire. Qui dit composition chimique similaire dit origine commune et
comme les roches métamorphiques sont des roches transformées à partir d’autres roches…
On peut supposer que basaltes β et gabbros θ sont les roches d’origine des SV SB et éclogite.
En comparant θ et β avec andésite rhyolite et granite (roches magmatiques de la lithosphère
chevauchante), on constate qu’elles n’ont pas la même composition (très ≠). La différence est
significative pour la teneur en SiO2 qui n’est pas suffisante pour qu’il y ait du quartz dans la
croûte océanique. Le magma est riche en silice pour donne les rhyolites, granites et andésites,
c’est un magma visqueux à l’origine du volcanisme explosif. Au contraire pour θ et β le
magma est pauvre en silice et donc fluide.
Ce ne sont donc pas les mêmes magmas qui sont à l’origine de ces deux ensembles de roches.