CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SUBDUCTION

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CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SUBDUCTION
Rappels de 1èré S : Poly
Ces mouvements relatifs de plaques définissent trois types de frontières :
- divergences au niveau des dorsales océaniques (lieu de formation des plaques)
- convergence dans les zones de subduction et de collision (disparition des plaques)
- coulissage le long de failles transformantes.
Problème : comment la lithosphère évolue-t-elle dans les zones de subduction ?
I)
Les caractéristiques des zones de subduction.
Les zones de subduction peuvent affecter deux plaques océaniques entres –elles ou une plaque
continentale et une plaque océanique.
A) Une topographie particulière
1) qu’est ce qu’une marge active ?
Les zones de subduction sont marquées par des manifestations géologiques importantes :
sismicité, volcanisme, relief.
*Voir Tp1
2) Les caractéristiques des marges actives.
A l’approche du continent, le fond océanique des plaines abyssales s’abaisse nettement et
dessine une fosse étroite et profonde.
Les fosses océaniques : ou relief négatif allant jusqu’à 11000m de profondeur (fosses des
Mariannes)
Ces fosses ce situent entre deux plaques à l’endroit ou commence le chevauchement.
La fosse est bordée par une chaîne de reliefs positifs très marqués. Cette chaîne se présente
sous la forme d’une cordillère (continent américain) ou d’une suite d’îles disposées en arcs
(japon).On observe à l’arrière de l’arc insulaire, la mer du Japon qui constitue le bassin
arrière-arc.
*Doc 1 et 2 p 212 : Le profil a : on observe une limite de plaque sur ce profil. Les îles
Aléoutiennes témoignent de la limite entre plaque pacifique et la plaque eurasiatique.
Profil b : ce profil recoupe deux limites de plaques : La cordillère des Andes marque la limite
entre la plaque pacifique et la plaque sud- américaine.
Les zones de subduction sont des marges actives qui se caractérisent par une activité
volcanique intense et sismique ainsi que par des reliefs positifs et négatifs de grande
ampleur.
Du coté de la plaque chevauchante, on observe un prisme d’accrétion résultant du rabotage
des sédiments océaniques.
3) Les traces de ces déformations sur la lithosphère.
*Doc 1 et 2 p 214
1
Les volcans explosifs sont alignés au sein de véritables chaînes de montagnes aux reliefs très
marqués. Les roches sont très déformées. On distingue un basculement de strates rocheuses
qui sont plissées sur la droite et fracturées sur la gauche .Le bloc au dessus de la faille est
monté par rapport au bloc situé au dessous de la faille c’est donc une faille inverse, elle est
caractéristique de contraintes compressives.
*Doc. 2 : au niveau de l’Oregon on peut expliquer les sédiments plissés par un phénomène de
convergence. Les sédiments peut solidaires de la lithosphère se décollent de leur socle, se
plissent se fracturent et forment un prisme d’accrétion .Ce prime sédimentaire est surtout
caractéristique des zones de subduction possédant un plan de bénioff faiblement incliné
(Antilles, Pérou, Japon). Lorsque la croûte océanique s’enfonce, les sédiments sont
comprimés, se déforment et s’empilent sous formes d’écailles qui se redressent formant un
bourrelet qui s’épaissit jusqu’à émerger localement (Barbade aux Caraïbes)
B) Des Manifestations géologiques importantes
1) Volcanisme et séismes.
-
un volcanisme explosif responsable d’éruptions dévastatrices voir doc. poly
une sismicité importante :
*Doc. 1 et 2 p 216 217
De la fosse océanique vers le continent, les foyers sismiques sont de moins en moins
fréquents et de plus en plus profonds jusqu’à 700km. Ils se répartissent dans un panneau
lithosphérique de 100km, c’est la croûte océanique qui plonge.
Les foyers des séismes sont situés le long du plan de Wadati- Bénioff
La pente est très variable de quelques degrés dans la subduction pacifique –Amérique du Sud
jusqu’à 60 degrés dans la subduction de l’archipel Vanuatu.
2) Les flux de chaleur
*doc. 1p 218
Au niveau d’une zone de subduction, il existe une double anomalie thermique. Entre la fosse
et le continent, le flux de chaleur est anormalement faible : c’est une anomalie négative. C’est
le prolongement de la plaque océanique. La conductibilité thermique des roches est
extrêmement faible et la vitesse de diffusion thermique demeure presque négligeable au
regard de la vitesse de subduction.
Au niveau de la cordillère, les valeurs du flux thermique sont plus fortes que la normale : c’est
une anomalie positive.
La plaque océanique froide s’enfonce et ne se réchauffe pas autant que le milieu environnant.
Les anomalies positives en arrières de l’anomalie froide correspondent à la formation magma
et à son ascension
C) Les mécanismes permettant la subduction.
1) l’enfoncement de la lithosphère océanique
*Doc 2 p 219 : calculer la densité, Activité
La lithosphère est constitué de la croûte océanique et de la partie la plus superficielle du
manteau .La lithosphère proche de la dorsale sera encore chaude et donc de densité moindre,
car en se refroidissant la lithosphère se contracte et devient plus dense.
2
La densité se calcule ainsi : d1= 6 (épaisseur de la croûte) x3(densité de la croûte) +24
(épaisseur du manteau lithosphérique) x 3,3(densité de ce manteau)= 97 ,2/30= 3,24
La densité de l’asthénosphère est de 3,25, on constate que la densité lithosphérique océanique
devient supérieure à cette valeur quand la lithosphère est âgée de 16 millions d’années : la
flottabilité de la lithosphère s’annule donc celle-ci va plonger dans l’asthénosphère. C’est une
subduction naturelle. Ceci montre bien que le moteur essentiel de la subduction réside dans le
surplus de densité de la lithosphère océanique par rapport à l’asthénosphère sous- jacente.
Parfois certaines lithosphères océaniques jeunes peuvent entrer en subduction, on parle alors
de subduction forcée. Ceci est dû à une tectonique de convergence qui fait se rapprocher deux
plaques lithosphériques. On y observe des plis des failles inverses, des prismes…..
2) L’épaississement de la lithosphère
L’épaisseur de la lithosphère augmente en perdant de la chaleur à cause de la constante de
diffusion de chaleur.
De plus en vieillissant elle incorpore du manteau asthénosphérique et son épaisseur passe de 7
km à environ 100km. Après 30 Ma la densité de la lithosphère dépassera celle de
l’asthénosphère et elle tendra à sombrer, cependant la lithosphère peur rester en équilibre
jusqu’à 150 ou 180 Ma en raison de la colossale résistance mécanique de l’enfoncement d’une
lithosphère solide et rigide dans l’asthénosphère moins visqueuse mais toujours solide .Le
plan de bénioff de ces régions a un pendage fort .le bassin d’arrière arc de ces zones
correspond a des structures en graben, limitées par des failles normales, c’est une subsidence
thermique (= naturelle).
II)
Le magmatisme des zones de subduction
A) Les roches volcaniques
1) Les roches volcaniques
Voir *TP 2 : Parmi les roches volcaniques les plus caractéristiques sont les Andésites et les
Rhyolites.
Andésite : roche grise, de structure microlithique, contenant des phénocristaux de feldspath et
de pyroxène dans une masse vitreuse à microlithes dont la biotite et l’amphibole, minéraux
hydratés et structure caractéristique d’un refroidissement rapide et d’une cristallisation en
surface.
Rhyolite : roche claire de structure microlithique ; contenant des phénocristaux de quartz et de
feldspath dans une matrice vitreuse à microlithes dont la biotite et l’amphibole.
2) les roches plutoniques
Voir* TP2/ 3 : les plus caractéristiques, les Diorites et les granodiorites et les metagabbros.
Granitoïdes : ensemble de granites et de granodiorites, à structure grenue, refroidissement lent
et cristallisation en profondeur composés de minéraux classiques du granite : du quartz et des
feldspaths, plus de grande quantité de biotite et d’amphibole ( minéralogie identique à celle de
l’andésite = même origine magmatique)
B) Les conditions de fusion de ces roches magmatiques
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Quelle est l’origine de ces magmas ?
# Doc. B p 225 + Transparent :
Comparer la composition des différents échantillons de laves.
Les andésites sont très riches en Sio2, elles ne peuvent donc pas venir de basalte ou de gabbro
fondu, donc ce n’est pas la croûte océanique qui a fondue et elle n’est pas à l’origine du
magma fondu des zones de subduction.
#doc. B p221
La roche volcanique typique, l’andésite se caractérise par la présence de plagioclases et
d’amphiboles, lorsque le magma évolue dans les réservoirs magmatique il peut donner
naissance à des roches volcaniques plus riches en silice et en potassium : les rhyolites riches
en micas et ou en amphiboles .Ces roches sont riches en minéraux hydratés .Moins denses que
le manteau environnant ces magmas vont s’élever dans la lithosphère pour donner en surface
les andésites et les rhyolites.
#doc. 2 p 225
Le solidus « sec » des péridotites ne recoupe jamais le géotherme continental ou océanique.
A cette profondeur la température dans les zones de subduction est d’environ 1000 degré C.
Les péridotites du manteau supérieur ont une composition chimique proche des andésites.
Les andésites et les rhyolites proviendraient donc des péridotites du manteau supérieur ;
Cependant dans les conditions thermiques des zones de subduction celle ci ne peuvent pas
fondre, même partiellement.
Deux phénomènes vont se conjuguer :
Il faut l’intervention d’eau.
D’ou vient cette eau et quelle sera son action ?
# Doc tableau = doc p 222 et 223
Aux dorsales, la croûte océanique qui vient de se former est fracturée. Elle est le siège
d’une importante circulation d’eau de mer. Les minéraux du gabbro ne sont pas stables
et réagissent entre eux .Les pyroxènes et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre
eux et donner un nouveau minéral hydraté, l’amphibole (hornblende). En général la
réaction n’est pas complète et la nouvelle roche contient les minéraux incomplètement
transformés (pyroxènes et feldspaths plagioclases) et le nouveau minéral (l’amphibole)
qui apparaît entre les deux précédents.
Cette transformation correspond ici à une hydratation des roches de la croûte océanique
(incorporation d’eau dans le nouveau minéral sous forme de radicaux OH) , il se forme
des minéraux plus hydratés comme la chlorite , l’actinote et l’albite : c’est le premier
métamorphisme.
Métamorpjisme= modifications structurales et minéralogiques des roches prééxistantes,
mais sans changement de la chimie globale, à l’état solide.
 TP 3 : Les roches liées à la subduction
Les gabbros et les basaltes hydratés sont entraînés lors de la subduction dans de nouvelles
conditions de pression, plus élevées et une faible augmentation de température. Les roches
vont subir un deuxième métamorphisme, les minéraux du gabbro hydraté sont transformés
en glaucophane puis en jadéite et en grenat anhydres (sans eau). Ceci abouti donc à une
libération de l’eau contenue dans les minéraux.
Celle ci provient de la déshydratation des minéraux constituants la plaque lithosphérique
océanique plongeante .En effet les minéraux de la croûte océanique ne sont plus stables à
haute température et haute pression, ils se transforment en minéraux anhydres(ne contenant
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pas ou peu d’eau).les amphiboles qui s’étaient préalablement hydratées libèrent de l’eau
directement sous forme de vapeur d’eau.
Vers 80 à 100 km de profondeur, à une température de 650 à 700 degrés et pour une pression
de 3 à 4 Gpa les roches se transforment à l’état solide en éclogites c’est un métamorphisme,
cela devient des roches métamorphiques de hautes pression.
Les amphiboles minéraux hydratés et les plagioclases sont transformés en pyroxènes et en
grenats minéraux anhydres (ne possédant pas d’eau dans leur structure chimique).
Ces nouvelles roches, schistes bleus et éclogites ont une densité supérieure aux précédentes,
ce qui va augmenter la force de traction exercé par le panneau plongeant de la lithosphère et
qui va entretenir le moteur gravitaire de la subduction.
Cette vapeur d’eau va percoler dans la roche sus-jacente et va permettre l’abaissement du
point de fusion des péridotites et donc on va observer la fusion partielle des péridotites du
manteau supérieur.
La cristallisation du magma, selon que le magma arrive en surface ou reste bloqué en
profondeur, sera plus ou moins rapide : la durée de son refroidissement et donc de sa
cristallisation varie.
Lorsque le refroidissement est rapide la formation de cristaux est bloquée, le liquide se
transforme en verre ; les cristaux sont de petites taille.
Lorsque le refroidissement est lent, les cristaux sont plus gros et imbriqués les uns dans les
autres.
La vitesse des magmas dépend de leur viscosité de la fracturation des roches et de la porosité
des roches qu’ils traversent, mais également du degré de couplage entre la lithosphère
océanique plongeante et la croute continentale, si le pendage est très faible il y aura un fort
degré de couplage et donc de serrage, de ce fait la déformation y serra exclusivement
compressive et les magmas andésitiques formés auront du mal à remonter et formeront surtout
des plutons de granodiorites.
Les premières étapes de l’ascension sont lentes de 10 à100 ans pour quelques dizaines de km
puis la dernière étape peut s’effectuer en quelques heures.
Ce magma peut s’arrêter au cours de l’ascension et former des plutons de roches grenues de
diorites et granodiorites. Ceux-ci n’atteignent la surface qu’à la faveur de l’érosion.
Le magma peut échanger au cours de son ascension, des éléments chimiques, avec les roches
qu’il traverse : c’est un phénomène de contamination de la croûte continentale ou océanique,
la composition du magma varie alors.( = rhyolites)
Le magma du manteau peut aussi provoquer, par augmentation de température au contact
manteau /croûte, la fusion partielle de la base de la croûte. Et cela donnera naissance à un
mélange de magma.
Dans certains cas, les sédiments qui ne se sont pas accumulés dans un prisme d’accrétion et
qui vont plonger avec la croûte continentale, peuvent modifier la composition chimique du
magma andésitique.
Faire un schéma bilan avec tous les mots suivants :
Gabbros + H2O == métagabbros (schistes vert) – H2O == métagabbros (schistes bleus) ==
Feldspath pl.+=hornblende+ = actinote (amphibole) += plagioclase+ =
glaucophane +eau
Pyroxène+eau plagioclase+ chlorite
chlorite
jadéite
Eau
- H2O ==métagabbros (éclogites)
Déshydratation grenat+
Jadéite (pyroxène
5
CONVERGENCE LITHOSPHERIQE
Au niveau d’une zone de convergence, lorsque les deux plaques qui s’affrontent portent
chacune un continent, une chaîne de collision se forme après fermeture de l’océan qui
occupait précédemment la région.
Problème : Comment reconnaître, dans une chaîne de collision, les évènements qui ont
présidé à sa mise en place ?
L’ouverture d’un océan puis une subduction ont précédé la collision des
continents.
1) les traces d’un océan Alpin
I)
#doc 1p 244 : la partie ouest des Alpes occidentales (massifs subalpins et massifs
cristallins externes du domaine dauphinois). Des blocs basculés sont observés et limités
par des failles normales pendant vers l’est, remplies de sédiments du jurassique inférieur :
elles correspondent à la formation d’une marge passive.
Au Trias toute la région apparaît comme une plaine côtière, ou faiblement immergé. Puis
au Jurassique la paléogéographie change d’ouest en Est on observe des dépôts de plate
forme continentale à l’ouest puis de talus continentale et des sédiments de plancher
océanique à l’Est.
#doc p194, 195 et doc polycopié.
Les blocs basculés, délimités par des failles normales, ces structures sont
particulièrement bien conservées à l’Est de Grenoble : blocs de la Mure de Taille fer et
Grandes Rousses, ont y observe des demi-horts et des demi grabens. Les sédiments
pré-rift, peu épais affectés par des failles normales se sont déposés dans une mer peu
profonde qui envahit le rift.
Le début du rifting s’est accompagné d’une subsidence, c’est à dire d’un enfoncement
progressif des blocs, et cela va déterminer une paléogéographie nouvelle.
Une mer très peu profonde s’installe, presque sans dénivellation de fond. Les demigrabens vont alterner avec les hauts fonds et vont former localement des îles.
Pendant le rifting, les demi-grabens forment des pièges pour les sédiments, il en
résulte la formation de strates sédimentaires disposées en éventail, ces sédiments sont
appelés syn.- rift.
D’une épaisseur de 1500m, ils montrent une subsidence liée à un enfoncement du
socle cristallin.
#doc 1 et 2 p242 ,243 : Après le rifting, les sédiments se déposent à la fois sur les marges
continentales passives et sur la croûte océanique en formation. Le milieu marin est devenu
relativement profond, on observe la présence de radiolarites, l’océan a entre 4 et 5 km de
profondeur. Les sédiments sont épais et recouvrent en discordance les bassins et les hauts
fonds.
2) Les restes d’un plancher océanique
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#doc p 240 ; 241 : Dans la partie centrale des Alpes dans la zone liguro-piémontaise on
observe des complexes ophiolitiques :
- serpentinites, gabbros et basaltes sont présents
Cette association se roches est caractéristique d’une lithosphère océanique qui se met en
place à l’axe des dorsales.
Entre – 165 et 85 millions d’années l’océan Alpin ou ligure s’est ouvert, sans toutefois
dépassé 1000 km de large.
3) Les preuves de la disparition de l’océan Alpin au cours d’une phase de subduction.
# doc p 246 ,247 : On retrouve des roches, des gabbros métamorphisés qui contiennent de la
chlorite et de la glaucophane (amphibole bleue) de haute pression de 1Gpa à relativement
basse température 500 degré C. La glaucophane apparaît dans un contexte de subduction, avec
les réactions métamorphiques entre les minéraux induits par l’augmentation de pression et de
température. D’autres échantillons sont éclogitisés (zones des schistes lustrés du domaine
piémontais) ils ont subies un métamorphisme de HP et BT . Entre –85 ET –65 millions
d’années, l’océan se referme, la plaque eurasiatique glissant sous la plaque africaine.
On retrouvera également de la coésite et de tout petit diamant, c’est à dire du quartz de UHP.
Ces minéraux se sont retrouvés préservés lors du retour des roches à la surface assez rapide
4) Les preuves de la remontée à la surface d’une masse de lithosphère océanique.
#doc polycopié : Une fois la subduction bloquée, des fragments de lithosphère océanique
subduite remontent à la surface. Cette remontée est relativement rapide ce qui conservent les
minéraux de hautes pression. Lors de la décompression des transformations minéralogiques
inverses se produisent et on observe un rétro métamorphisme ou métamorphisme
rétrograde.
On observe alors des minéraux reliques entourés d’une couronne réactionnelle (auréole)
II) La collision : Les marqueurs au niveau croûte continentale.
A la suite de la fermeture de l’océan, deux continents vont se retrouver en contact et entrer en
collision.
1) Des structures particulières
#doc p 238 239 et Polycopié : la collision crée des structures tectoniques caractéristiques
des zones de raccourcissement : -des plis, -des failles inverses, - des chevauchements et
des nappes des charriages .Si les failles inverses sont très plates on parle de
chevauchement et si le déplacement de la croûte est de plusieurs km on parle de nappe de
charriage ; roches anciennes reposant sur des roches plus jeunes, discontinuité dans les
séries sédimentaire. Ce sont les structures les plus typiques des chaînes de montagne.
En surface les terrains apparaissent déformés, les plis montrent que des roches ductiles se
sont déformées et marquent l’existence de forces de compression. Les failles inverses
concernent du matériel cassant.
#doc p 248, 249 : Les blocs basculés internes ont subi des transformations et ont été
remobilisés pendant la phase compressive Alpine .Pendant cette phase, les séries
sédimentaires se plissent, il se produit un décollement de la couverture sédimentaire au
niveau d’une couche plastique, d’évaporites et de marnes.
Cette couverture décollée peut –être déplacée sur plusieurs km formant une nappe de
charriage. Pour reconnaître les chevauchements, sur une carte ou sur une coupe ou sur le
terrain :- un contact anormal, discontinuité entre les séries géologiques,- des structures de
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déformation, failles inverses, plis failles, plis-failles, -des anomalies chronologiques : des
terrains plus anciens reposant sur des terrains plus jeunes.
Les unités charriées sont dites allochtones, celles qui restent sur place autochtones.
2) la racine crustale
La chaîna Alpine apparaît formé de tranches minces de lithosphère de diverses origines et de
profondeurs variées.
#doc p 250
Les chevauchements ainsi que le raccourcissement de la lithosphère continentale ont pour
effet de l’épaissir .Celle ci flottera sur l’asthénosphère et présentera une racine crustale.
A ces marqueurs qui se superposent au relief, s’ajoutent des éléments profonds mis en
évidence par la sismologie, la profondeur du moho peut dépasser 50 km voir 80 km , montrant
la racine crustale .La partie immergée est de 5 à 6 fois plus épaisse.
Raccourcissement et épaississement sont responsables de l’orogenèse. Pour les Alpes la
collision a commencé il y a 65 Ma.
3) l’évolution tardive qui suit la collision
Le chevauchement des deux masses lithosphériques enfouit certaines roches d’origine
continentale à très grande profondeur ( 90 km) , où elles vont subir un métamorphisme de très
haute pression UHP.
Dés le début de la surrection, le massif est soumis à l’érosion.
Par exemple la zone dauphinoise, encore immergée à l’Eocène reçoit des sédiments qui vont
former des flyschs .A l’Oligocène, l’érosion sur des nappes donne des molasses dans le sillon
pré-alpin.
La chaîne de montagne subit donc l’altération et l’érosion, c’est à dire la destruction par
ruissellement des eaux, du vent et du gel et chimique par dissolution des roches.
L’érosion aboutit à un réajustement isostatique, c’est à dire que l’on observe une remontée de
la racine. Cela peut produire une fusion partielle de la croûte continentale (anatexie), un
magma granitique cristallisera en profondeur sous forme de diapir.
Enfin la remontée crustale va exhumer les roches formées en profondeur et permettra leur
observation.
Actuellement les Alpes augmentent de 1cm par siècle. Quand la collision aura cessé, l’érosion
prédominera, la chaîne de montagne disparaîtra très progressivement. Des roches de plus en
plus profondes remonteront. Finalement la chaîne deviendra une pénéplaine, la racine crustale
aura complètement disparue.
4) le cycle des super-continents
Une plaque continentale se fracture lors de la formation d’un océan. Cette lithosphère
océanique disparaît dans une zone de subduction, puis les deux lithosphères entre en
collision formant une chaîne de montagne.
Ainsi la Terre passe par de grands cycles : de Wilson des super- continents.
DM : Reconstituer avec l’ensemble des données pétrographiques, paléontologiques et
structurales chronologiquement, la dynamique de la lithosphère au niveau des Alpes
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