I.5 La convergence lithosphérique et ses effets. I.5 La convergence
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I.5 La convergence litho sphérique et ses effets. Introduction. Rappel bref de la structure du globe. © http://geologie-alpe-huez.1001photos.com/roches/terre.php La lithosphère est constituée de la croûte (continentale ou océanique) et de la partie supérieure du manteau supérieur. Elle a un comportement rigide, et est fracturée en plaques tectoniques qui se déplacent à la surface du globe. Les mouvements les plus importants sont la divergence (rift continental, dorsale océanique) et la convergence (subductions, collisions). De très nombreuses plaques sont mixtes (à la fois constituées de LC et de LO). La lithosphère se trouve au-dessus de l’asthénosphère (reste du manteau supérieur). Répartition et mouvement relatif des plaques lithosphériques. Les flèches jaunes soulignent les convergences, les flèches rouges, les divergences et les flèches noires, les coulissages. La longueur des flèches est proportionnelle à la vitesse des plaques. Ph: plaque Philippines; Co: plaque Cocos; Ca: plaque Caraïbes. D'après Pomerol et al. (2000). © http://www2.ulg.ac.be/geolsed/geol_gen/geol_gen.htm Il existe quatre catégories de roches sur Terre, suivant leurs conditions de formation. - Roches sédimentaires (déposées et formées en surface). Exemple : calcaire, grès, charbon… Roches magmatiques : issues de la cristallisation d’un magma. Elles sont subdivisées en deux types. • Roches plutoniques : elles cristallisent lentement, en profondeur (elles ont de gros minéraux). Exemples : granites et gabbros • Roches volcaniques : elles cristallisent rapidement, en surface (exemple : basalte). http://lewebpedagogique.com/bouchaud 1 - Roches métamorphiques : issues de roches préexistantes, et qui sont transformées sous l’effet de la pression et/ou de la température (toujours à l’état solide). Exemple : gneiss. - La péridotite est quant à elle un cas particulier, difficile à classer. C’est la roche du manteau. Pour les roches magmatiques, deux textures possibles : - Texture grenue : il n'y a que des cristaux visibles à l’œil nu (phénocristaux). La roche cristallise en profondeur (lentement = vitesse de refroidissement faible). © http://www.mineraux-du-monde.com/Magmatisme.htm - Texture microlitique : la roche n'est pas entièrement cristallisée. On trouve quelques gros cristaux, beaucoup de petits invisibles à l’œil nu qui sont contenus dans un verre. Le verre correspond à la phase liquide d'un magma ayant solidifiée très rapidement sans pouvoir former des minéraux. C'est donc un mélange d'espèces minérales non cristallisées. Les roches possédant cette texture se sont généralement formées près de la surface terrestre (rapidement = vitesse de refroidissement élevée). - Le granite contient : quartz, feldspath alcalin et plagioclase, éventuellement biotite, muscovite, amphibole. - Le basalte et le gabbro contiennent : feldspath plagioclase, pyroxène (evt : amphibole, olivine). - La péridotite contient : olivine et pyroxène La lithosphère océanique est constituée des roches suivantes : - Elle s’épaissit avec le temps par : ajout de sédiments en surface et ajout de péridotite par refroidissement en profondeur (l’isotherme 1300°C qui marque la limite avec l’asthénosphère descend de plus en plus et donc la lithosphère s’épaissit), a une masse volumique qui augmente (et qui devient supérieure à celle de l’asthénosphère), et surtout s’hydrate (les minéraux gagnent des radicaux hydroxyles au contact de l’eau ; c’est du métamorphisme océanique). © http://www.svt-biologie-premiere.bacdefrancais.net/geologiecomposition-chimique.php http://lewebpedagogique.com/bouchaud 2 La création de la LO s’effectue aux dorsales. Les péridotites remontent (courant ascendant d’une cellule de convection), franchissent leur solidus par décompression adiabatique, et subissent la fusion partielle (= l’intégralité de la péridotite ne fond pas). Ci-dessus, modèle de fonctionnement d’une chambre magmatique. 1 : montée du manteau supérieur, partiellement fondu. 3 : injection de magma dans la chambre magmatique. 4 : brassage par convection. 5 : cristallisation près des parois. 7 : épanchements de basaltes. 9 : circulation hydrothermale. © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/article.php3?id_article=95 Le processus de décompression adiabatique. La péridotite du manteau remonte à température presque constante alors que la pression diminue (décompression adiabatique) : lorsqu’elle franchit le solidus (entre 80 et 20 Km), elle fond partiellement. Comme toute la roche source ne fond pas, le liquide extrait (le magma) n’a pas la même composition. C’est lui qui donnera naissance aux gabbros et basaltes. © SVT 1S Hatier mai 2001 La transition entre LO et LC : - Les marges passives : elles témoignent de la déchirure continentale (elles en enregistrent l’histoire). Une marge passive est tectoniquement stable. Elle fait la transition entre LO et LC. Elle est constituée de trois zones morphologiques : le plateau continental, le talus continental et le glacis continental. Une marge passive n’est donc pas une limite entre deux plaques ! http://lewebpedagogique.com/bouchaud 3 Morphologie de la marge passive. Remarquez l’importance de la couverture sédimentaire. © http://www.ifremer.fr/exploration/enjeux/relief/marge.htm Structure de la marge passive. Faille normale Sédiments post-rift Sédiments syn-rift Sédiments anté-rift A noter que les failles normales délimitent des blocs basculés. Structure de la marge passive. © http://www.u-picardie.fr/beauchamp/cours-sed/sed-6.htm La marge passive est structurée par des blocs basculés (témoins de l’ancienne déchirure continentale), délimités par des failles normales (processus de divergence). Différentes séries sédimentaires se déposent dessus : - Une série anté-rift (avant la déchirure) ; - Une série syn-rift (synchrone de la déchirure) qui a un aspect en éventail ; - Une série post-rift (après la déchirure) qui colmate le tout (en effet les failles ne sont plus actives). Le rifting continental : voir animation http://svt.ac-rouen.fr/tice/rift/rift.htm La désintégration des éléments radioactifs du globe (235U, 238U, 232Th et 40 K) produit de la chaleur. Cette chaleur s’évacue soit par conduction dans la croûte (perte sans mouvement de matière) ou par convection, notamment dans le manteau (perte avec déplacement de matière en même temps). Les mouvements des plaques lithosphériques sont les manifestations d’une convection thermique à l’état solide du manteau comme exposé sur le modèle ci-contre : © http://svt.acdijon.fr/schemassvt/IMG/gif/convection_modele1. gif http://lewebpedagogique.com/bouchaud 4 Les points chauds. Le magmatisme lié aux points chauds marque la remontée ponctuelle de matériel du manteau profond à la vitesse de quelques dizaines de cm par an, indépendamment de la limite des plaques. La source se trouve à la limite du noyau. Comme pour les dorsales, il subit une décompression en remontant (vers 100 km sous la surface). Il s’exprime par des éruptions massives de laves basaltiques (plateaux océaniques, trapps sous les croûtes continentales, alignements insulaires). Les principaux points chauds et les trapps et plateaux océaniques associés). © D’après V. Courtillot. La Vie en catastrophes. On recherche cette année les caractéristiques des zones de convergence : entre lithosphère océanique et lithosphère continentale ou océanique (subduction) ; entre deux lithosphères continentales (collision). 1. Convergence et subduction. 1.1 Quelles sont les caractéristiques des zones de subduction ? La subduction correspond à un mouvement de convergence et se traduit par la disparition de lithosphère océanique dans le manteau. Il existe deux types de subduction : - lithosphère océanique sous une lithosphère continentale. Exemple des Andes. On parle de marge active (au sens strict). - lithosphère océanique sous une lithosphère océanique. Exemple de l’Indonésie. On parle d’arc magmatique insulaire (nombreuses îles avec volcans actifs) avec bassin arrière-arc (on accepte le terme de marge active). La Terre ayant une surface constante, la subduction compense l’expansion océanique. La lithosphère océanique ne dépasse donc pas l’âge de180 Ma (alors que la lithosphère continentale est plus âgée). Les caractéristiques principales des zones de subduction sont : • La présence de reliefs : - positifs : les arcs magmatiques (alignement d’îles) et chaînes de montagnes (cordillère jusqu’à 7000m) ; - négatifs : les fosses, étroites, avec une profondeur pouvant excéder – 10 000 m. La fosse correspond à la flexion de la plaque qui commence à plonger. Doc page 326, 334 et 335. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 5 Zone de subduction en Amérique du Sud, par le logiciel Sismolog. © http://www.pedagogie.acnantes.fr/1171059797031/0/fiche___resso urcepedagogique/&RH=1231096120932 • Une activité magmatique importante. Le volcanisme est éloigné de l’axe de la fosse (plusieurs centaines de kilomètres) et explosif (magmas riches en silice contrairement aux basaltes, assez visqueux, et riches en eau). Il peut se manifester sous forme de nuées ardentes notamment. Les roches sont volcaniques (microlitiques) : andésites (Px + plagio (+ Bt et Amph)) et rhyolites (Pl, FdA, Qz, (Bt, Amph)). On trouve également des roches plutoniques (grenues) : les granitoïdes (granites, diorites… avec Qz, 2 Fds, micas, Amph) qui cristallisent en profondeur. Doc page 327, 330. Une nuée ardente. © http://www.brgm.fr/brgm/Risques/Antilles/guad/vmons2.htm • Une sismicité importante. Cette sismicité se prolonge en profondeur (700 Km) le long du plan de Wadati-Benioff qui correspond à la plaque lithosphérique plongeante, rigide et froide qui s’enfonce dans l’asthénosphère ductile (une centaine de Km d’épaisseur). La lithosphère subduite demeure froide car elle n’a pas le temps de se réchauffer. L’inclinaison de la plaque est très variable. Voir la technique de tomographie sismique. Doc page 329. Plan de Wadati-Benioff (logiciel Sismolog, zone de subduction du Chili). © http://svt.ac-dijon.fr/dyn/IMG/Subduction_ocean_continent.jpg http://lewebpedagogique.com/bouchaud 6 • Une déformation lithosphérique importante (plis, failles) visible dans les cordillères et les prismes d’accrétion. Les prismes d’accrétion sont plus ou moins développés et correspondent à l’accumulation de matériel sédimentaire déformé non subduit. Ils existent surtout au niveau des plaques à faible pendage. Doc page 326. Profil de sismique réflexion interprété du prisme d'accrétion de la fosse de Nankai. © http://artic.ac-besancon.fr/svt/act_ped/svt_lyc/eva_bac/s-bac2007/images/profil-sismique.gif • Une répartition particulière des flux de chaleur : le flux est faible au voisinage de la fosse car la plaque plongeante est froide ; le flux est élevé en arrière (cordillère, arc insulaire) et est associé à la remontée de magma). Doc page 328, 329. Flux thermique des subductions. © http://freesvt.free.fr/images/partie%205/activite_subduction1r.jpg 1.2 Quel est le moteur de la subduction ? Lorsque la LO s’éloigne de la dorsale, elle s’épaissit du fait de son refroidissement. Doc page 337. C’est la partie mantellique de la lithosphère qui s’épaissit, la partie crustale restant d’épaisseur constante (sauf sédiments qui s’accumulent). Ainsi, sa densité augmente progressivement jusqu’à dépasser celle de l’asthénosphère sous-jacente ; cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction (ce mécanisme est aussi entretenu par le métamorphisme, voir TP). 1.3 D’où proviennent les magmas ? Le magmatisme est important au niveau des zones de subduction : volcanisme explosif en surface ; plutonisme en profondeur. Le magma provient de la fusion partielle des péridotites mantéliques situées audessus du plan de Bénioff (manteau de la plaque chevauchante). Comment expliquer leur genèse ? Rappel : lors de leur formation, les roches de la lithosphère océanique sont au contact de l’eau de mer. Certains minéraux s’hydratent (s’enrichissent en OH-). Par exemple, il y a apparition d’amphibole. Pyroxène + Plagioclase + H2O --> Amphibole (Hornblende) Cette réaction n’est pas totale. On parle de métamorphisme. Métamorphisme : transformation chimique à l’état solide sous l’effet des conditions de T°C et/ou P. Cette transformation est très lente. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 7 Notez, dans le cas du métamorphisme océanique, que c’est la température (froide) et surtout l’hydratation qui intervient. Quand la température baisse encore, il y a formation de chlorite et d’actinote (minéraux de couleur verte) : c’est le faciès schiste vert. Lors de la subduction, cette LO hydratée va subir de nouvelles conditions de température et de pression. Globalement, seule la pression augmente car la lithosphère subduite demeure froide (la lithosphère plonge plus vite qu’elle ne se réchauffe) . Les minéraux instables se transforment en d’autres minéraux plus stables sous les nouvelles conditions de pression. Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent. Exemple de transformation : Gabbro ou basalte d’origine (LO) -> Métagabbro ou métabasalte à Amphibole -> Métagabbro ou métabasalte océanique à chlorite et actinote (FACIES SCHISTE VERT) -> métagabbro à glaucophane et jadéite (FACIES SCHISTE BLEU) -> métagabbro à grenat et jadéite (FACIES ECLOGITE) Auréole de glaucophane autour d’un pyroxène relique. © CBGA La glaucophane est une amphibole de couleur bleu nuit en macro. Les faciès de métamorphisme. © CBGA Chlorite et actinote sont des minéraux du faciès schiste vert. Glaucophane (seule ou associée à la jadéite) : faciès schiste bleu. Jadéite et grenat : faciès éclogite. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 8 Grenat et jadéite sont des minéraux anhydres : il y a donc eu libération d’eau au cours du métamorphisme. L’eau hydrate les péridotites de la plaque chevauchante, abaisse leur solidus et permet la fusion partielle (vers 100 km de profondeur). Sans eau, la fusion partielle ne serait pas possible (température trop basse). Les magmas formés étant moins denses, ils remontent vers la surface. S’ils cristallisent en profondeur, c’est une roche plutonique (granitoïdes : granite ou granodiorite) visibles en surface à cause de l’érosion. S’ils cristallisent en surface, c’est une roche volcanique (andésite ou rhyolite). Doc page 330. Fusion partielle par hydratation. © Hatier TS 2002, modifié 2010. Ainsi, la subduction permet la création de croûte continentale. La subduction. © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/affiche_image.php3?id_document=3689 Fabrice Morales – Banque de schémas de SVT http://lewebpedagogique.com/bouchaud 9 2. Convergence et collision continentale. La collision continentale constitue l’aboutissement du rapprochement de deux lithosphères : elles permet la naissance d’une chaîne de montagnes : ensemble de reliefs élevés 4810 m au maximum pour les Alpes, alignés dans une direction privilégiée. On retrouve dans les chaînes de montagnes les traces des événements qui précèdent la collision : la divergence et la subduction océanique. 2.1 Quelles sont les traces de la divergence ? Rappel : la divergence est marquée par la déchirure continentale (rifting) et conduit à l’océanisation (ou naissance de lithosphère océanique). Dans les Alpes franco-italiennes, on retrouve les traces d’anciennes marges passives (transition stable entre LC et LO) : on retrouve des séries sédimentaires anté-, syn- et post-rift, des blocs basculés délimités par les anciennes failles normales (doc2 p221 ; vallée de la Durance). Voir en introduction pour le lien avec la divergence. © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/affiche_image.php3?id_document=2424 Notez la présence de fossiles marins dans ces séries (Ammonites et Bélemnites, Calpionelles). Les marges passives sont maintenant déformées car affectées par la collision : en général, les failles normales ont rejoué en failles inverses lors du processus de convergence. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 10 On retrouve également la lithosphère océanique non subduite. En effet, dans le massif du Chenaillet par exemple, on retrouve un cortège de roches typique de la lithosphère océanique : péridotites (serpentinisées), gabbros, basaltes en filons et en coussins. L’ensemble constitue des ophiolites. Il n’a pas subi le métamorphisme de subduction. Seul le métamorphisme océanique (par hydratation) est observable. On parle d’obduction (un morceau de LO est passé au dessus de la LC) (livre p220). © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/affiche_image.php3?id_document=2418 Tous ces arguments (marge passive, lithosphère océanique) montrent qu’il y avait un océan à l’emplacement des Alpes : c’est l’océan alpin. 2.2. Quelles sont les traces de la convergence ? Une grande partie de la lithosphère océanique de l’ancien océan alpin est toutefois passée en subduction : dans les Alpes franco-italiennes, on trouve en surface des métagabbros qui contiennent des minéraux formés à HP et BT et qui témoignent de la subduction (glaucophane, jadéite, grenat et coésite). Il s’agit d’éléments d’une ancienne lithosphère océanique subduite et ramenée en surface. L’histoire d’un métagabbro alpin. © CBGA, modifié 2010. Le métagabbro est descendu jusqu’à une quarantaine de km, avant de remonter à la surface (par compression et érosion). Son histoire peut être reconstituée grâce aux minéraux du métamorphisme. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 11 La convergence s’est poursuivie après la fermeture de l’océan alpin lors de la subduction : c’est la collision, qui se poursuit encore aujourd’hui. Les anciennes marges passives sont déformées (les failles normales rejouent en failles inverses) : elles se raccourcissent et s’épaississent, conduisant à la formation d’une chaîne de montagnes. Les conséquences les plus visibles du raccourcissement et de l’épaississement de la croûte continentale sont : • Une topographie particulière : présence de reliefs élevés associés à une racine crustale (imaginer un iceberg) : l’épaisseur de croûte continentale peut dépasser les 70 km sous une chaîne de montagnes alors qu’elle est de 30 km normalement ; c’est dû à l’empilement de roches de nature différente) (profil ECORS, TP et p 219), L’arc alpin, souligné par la neige. © http://www.discip.crdp.accaen.fr/svt/cgaulsvt/travaux/collisionweb/index.htm Interprétation du profil sismique ECORS. © Bordas TS 2002 • Des plis (déformation souple, non cassante donc en profondeur), Exemple, le pli de Saint Clément. © Image CBGA. Bloc diagramme d’un plissement. © http://www.lyc-gide-uzes.acmontpellier.fr/Actu/DCS/Procot_html_38ddf724.jpg http://lewebpedagogique.com/bouchaud 12 • Des failles (déformation cassante, donc en surface ; en général, ce sont des failles inverses), Faille inverse. © http://svt.acdijon.fr/schemassvt/affiche_image.php3 ?id_document=3579 • Des chevauchements (faille inverse très plate, mettant en contact des unités initialement très éloignées) ; Chevauchement. © http://svt.acdijon.fr/schemassvt/affiche_im age.php3?id_document=3579 Contacts anormaux au niveau du col du Galibier. © CBGA Des nappes de roches plus anciennes sont « posées » au dessus de plus récentes. • Des charriages (chevauchements de grande ampleur ; plusieurs centaines de Km de distance) (pages 216 et 217). http://lewebpedagogique.com/bouchaud 13 2.3 Comment évolue la chaîne de montagnes après la collision ? Après la collision, la chaîne de montagnes est le lieu d’une évolution tardive : l’érosion en surface n’est plus compensée par la compression. Ainsi, au fur et à mesure que le relief s’érode, la racine crustale remonte, mettant en surface des roches profondes). Ce processus aboutit à sa disparition. Évolution tardive d’une chaîne de montagnes. © Belin TS 2002. Modifié 2004 http://lewebpedagogique.com/bouchaud 14 Conclusion. Schéma bilan : les Alpes. Trias Jurassique Jurassique / Crétacé Crétacé Cénozoïque © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/affiche_image.php3?id_document=2420 Tous les schémas extraits de svt.ac-dijon sont téléchargeables sur le site. L’auteur est Sébastien Debiève. http://lewebpedagogique.com/bouchaud 15
