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 3 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 4 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 6 #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 7 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 8 9