I.5 La convergence lithosphérique et ses effets. I.5 La convergence

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I.5 La convergence lithosphérique et ses effets.
I.5 La convergence lithosphérique et ses effets.
Introduction.
Rappel bref de la structure du globe. © http://geologie-alpe-huez.1001photos.com/roches/terre.php
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).
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).

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- 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 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 :
- 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
- 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/geologie-
composition-chimique.php

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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
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 !
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

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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.
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
Faille normale
Sédiments post-rift
Sédiments syn-rift
Sédiments anté-rift
La désintégration des éléments
radioactifs du globe (235U, 238U, 232Th et
40K) 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.ac-
dijon.fr/schemassvt/IMG/gif/convection_modele1.
gif
A noter que les failles normales délimitent des blocs
basculés.

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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.