Partie : La convergence lithosphérique. Introduction à cette partie : L
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Partie : La convergence lithosphérique. Introduction à cette partie : L’an dernier , vous avez étudié les zones de divergence (dorsales, rift intracontinentaux) qui entraînent un éloignement des plaques et une expansion des lithosphères océaniques. Mais que se passe-t-il dans les zones de convergence, lorsque 2 plaques se confrontent inéluctablement (puisque la surface terrestre n’est pas « extensible ») Convergence lithosphérique : rapprochement de 2 plaques lithosphériques qui se traduit soit par une subduction soit par une collision Un site très complet et ludique…si, si. http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/index_flash.htm Partie 1 : La subduction. Introduction: Subduction : phénomène de convergence lithosphérique, marquée par la disparition de la lithosphère océanique froide et dense (= plaque plongeante, chevauchée) dans une asthénosphère moins dense, sous une plaque lithosphérique chevauchante qui est soit continentale, soit océanique. ex : Andes ex : Japon Problématiques : Comment reconnaître à la surface de la Terre qu’une zone donnée est une zone de subduction ? Pourquoi une lithosphère océanique entre-elle en subduction ? I) Les marqueurs de la subduction ( fiche 1/1) PB : Comment reconnaître une zone de subduction à la surface de la Terre ? Tp1: Les marqueurs de la subduction (voir correction rubrique TP et fiche d’activité) 1. Présence de reliefs particuliers (Pages 212/213) On observe les reliefs de deux marges actives (≠ marges passives vues en 1S ) Topographie de la marge active des Andes : Topographie de la arge active du japon Fosse Cordillère Fosse Bassin arrière arc Arc insulaire . Images « sismolog » :: http://f.marteau.free.fr/sismolog.htm Il est ainsi possible de constater la présence de reliefs positifs et négatifs au niveau des marges actives: . Fosse océanique,(-) . Cordillère ou îles volcaniques (+) Et éventuellement: . Un bassin océanique arrière arc.(-) lié à des forces de distension en arrière du relief positif. . Un prisme d’accrétion(+) au niveau de la fosseLes sédiments qui surmontent le plancher basaltique subissent ces mouvements horizontaux, mais moins denses et peu solidaires de ce plancher, ils sont moins facilement engloutis, s'accumulent et se chevauchent. (page 215) Parfois ce bourrelet peut s'épaissir jusqu'à émerger localement: c'est le cas de la Barbade, dans les Caraïbes : http://artic.ac-besancon.fr/svt/act_ped/svt_lyc/prem/sismologie/activites/lycee/BARBADE/barbade.htm Sujet bac : Antilles 2006 : http://www.didac-tic.fr/bac/ts06antilles/doc3.htm Tous ces reliefs témoignent de déformations importantes qui résultent de contraintes, de forces compressives. -Présence de plis et de failles inverses, parallèles à l’axe de la fosse, témoigne d’une tectonique en compression entraînant un raccourcissement horizontal de la lithosphère. 2. Présence d’une forte activité *activité volcanique (page214) La répartition des volcans à la surface de la terre montre leur localisation - Aux frontières de plaques, dans les zones de divergence (dorsales1S) de type basaltique, dans les zones de convergence de type andésitique - Au centre des plaques (points chauds 1S) Dans les zones de convergence, les volcans s’alignent parallèlement à la marge (Ex : Asie, ceinture de Feu du Pacifique, Cordillères ouest américaines, Méditerranée),ils constituent les reliefs positifs. • Ces volcans témoignent d’une activité magmatique importante qui se traduit par du volcanisme explosif très différent du volcanisme des zones divergentes. La lave produite est très épaisse, visqueuse elle produit une roche caractéristique : l’Andésite. • Ce magmatisme s'accompagne d'un plutonisme important notamment au niveau des cordillères.(Remontée de laves qui refroidissent dans la croûte, sans être émises à l’extérieur) (NB : Donc, Présence de roches spécifiques dans les zones de subduction ). • Les volcans les plus dangereux se trouvent au niveau des marges actives: • Des volcans à découvrir : http://decobed.club.fr/Annuairevolcans.html - - Soufrière aux Antilles : http://www.brgm.fr/brgm/Risques/Antilles/guad/vmons.htm Mont St Hellens (USA) Montagne Pelée (Martinique) Krakatoa (Indonésie) Pinatubo (Philippines) Popocatépetl (Mexique) Vésuve (Italie)… * sismique(216/217) La répartition des séismes à la surface de la terre, se superpose à celle des volcans. Ils marquent les limites de plaques, mais - Dans les zones de divergence, ils restent superficiels ou intermédiaires. - Dans les zones de convergence, ils peuvent être anormalement profonds. Lorsque l’on visualise la profondeur des séismes, on constate que les séismes sont situés d’un seul côté de la fosse (vers la plaque portant le relief positif): plus les séismes sont situés près de la fosse, moins leurs foyers sont profonds. Exemple des Andes. On peut alors tracer le plan dans lequel s’inscrivent tous les foyers des séismes. Ce plan s’appelle le plan de Wadati-Bénioff et il matérialise le plongement de la lithosphère océanique à l’intérieur du manteau, qui est plus chaud et plus dense que la lithosphère plongeante. Les foyers des séismes sont d’autant plus profonds qu’ils sont loin de la fosse. En coupe, les séismes se répartissent en profondeur sur une surface inclinée peu épaisse (100Km) appelée le plan de subduction ou plan de wadati-Benioff. La présence des séismes profonds implique la présence en profondeur, d’un matériel « cassant » ( !!!) Ce plan est la preuve de la présence en profondeur d’une plaque froide et rigide cassante, assimilée à une plaque lithosphérique océanique plongeante. Les foyers des sismes . L’inclinaison du plan de Wadati-Bénioff est variable selon les zones de subduction. (exo 2 p. 233) NB : La plaque lithosphérique qui plonge peut présenter une pente raide type subduction intraocéanique de Tonga, des petites Antilles ou une pente plus douce, type subduction Andine. 3. Présence d’une double anomalie thermique. (Page218) Les mineurs le savent très bien, plus on s'enfonce dans la croûte terrestre plus il fait chaud ! Il existe au sein du globe terrestre un gradient thermique. En moyenne de 1°C/30m dans la croûte continentale, ce gradient thermique peut atteindre 1°C/10m dans certaines régions. La moyenne du flux thermique est de 80mW/m2. Nous voyons que la T° augmente au niveau de l’arc volcanique, tandis qu’elle diminue au niveau de la fosse Donc : -Anomalie + au niveau du relief + -Anomalie – au niveau du relief - Une anomalie négative : faible flux de chaleur au niveau de la fosse. Le flux négatif est une preuve supplémentaire de la subduction d'une lithosphère océanique froide, dense et rigide dans le manteau asthénosphérique plus chaud et plus ductile. L'enfoncement rapide (quelques cm/an) ne permet pas aux roches de la lithosphère de se rééquilibrer thermiquement au contact de l'asthénosphère. Les roches rigides, cassantes de la lithosphère plongeante subissent des déformations avec rupture à l'origine des séismes. Vers 700 Km de profondeur, la lithosphère devient plus ductile (augmentation de la température) d'où la disparition des séismes. Une anomalie positive : fort flux de chaleur au niveau de l’arc insulaire ou au niveau de la cordillère. Ce flux élevé au niveau des reliefs positifs s'explique en partie par le volcanisme. • Les isothermes, courbes reliant les points de même température, plongent au niveau des zones de subduction confortant l’idée de la subduction d’une plaque lithosphérique froide en profondeur. Bilan 1+2+3 Une zone de subduction est donc une marge active, Marge : zone de transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale. marge active : présence d’activité sismique et volcanique. - La transition océan/continent correspond à une frontière de 2 plaques lithosphériques : l’une océanique, l’autre continentale. - La transition océan/océan correspond à une frontière de 2 plaques lithosphériques : l’une océanique, l’autre océanique. (s’oppose à la marge passive, pas d’activité sismique ni volcanique car la transition océan/continent s’effectue au niveau d’une même plaque, ex : Marge française de l’Océan Atlantique) Schéma bilan (sismolog) de la zone andine. Schéma bilan du Japon. Elles se caractérisent par des marqueurs, topographiques (reliefs), morphologiques (déformations), volcaniques, sismiques et thermiques. EXO japon Voir correction dans la rubrique « corrections » PB : Quelle est le moteur de la subduction Synthèse : voir annexe. 2) Le moteur de la subduction (page 219) TP td2 : moteur de la subduction /litho. Océanique. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique - vieillit - se refroidit au contact de l’eau de mer donc l’isotherme 1300°C, marquant la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, s’enfonce dans le manteau donc la lithosphère océanique s’épaissit. Donc la lithosphère océanique devient plus dense. Le manteau lithosphérique (lithosphère) et l'asthénosphère ont la même composition chimique et minéralogique (péridotite). La séparation de ces 2 couches repose sur des propriétés (physiques) différentes liées à la température. Le manteau lithosphérique plus froid est rigide cassant. L'asthénosphère plus chaude est moins rigide plus visqueuse avec un comportement ductile. La séparation entre les 2 couches (et le moment où la lithosphère passe de l’état cassant à l’état ductile) correspond à l'isotherme 1300°C. Question n°1+2 : Les données tomographiques confirment que la lithosphère subduite est froide jusqu’à plus de 600 Km de profondeur. La lithosphère s’enfonce plus vite qu’elle ne se réchauffe au niveau des zones de subduction. La présence de séismes anormalement profonds indique que ce matériel est resté cassant. Question n°3 : La densité de la lithosphère (manteau lithosphérique) subduite (3.37/3,45) est toujours > à la densité de la lithosphère océanique ou continentale non subduite (2.98) et > à la densité de l'asthénosphère de 3.25. La densité de la lithosphère augmente avec la profondeur. Hypothèse : La densité de la lithosphère subduite augmente par rapport à une lithosphère non subduite (3.3->3.45). La densité > à la densité de l'asthénosphère permet à la plaque lithosphérique de plonger dans le manteau. L’augmentation de la densité de la lithosphère océanique est le moteur de la subduction. Comment expliquer l'augmentation de la densité de la lithosphère océanique ? Question n°3/4 : Le flux thermique de la lithosphère océanique décroît avec l'éloignement à l'axe de la dorsale. La lithosphère se refroidie donc plus elle s'éloigne de la dorsale donc plus elle est âgée. Proche de la dorsale le flux est fort et l'isotherme 1300 °c est proche de la surface ce qui conduit à une lithosphère peut épaisse. En s'éloignant de la dorsale la lithosphère se refroidit, ce qui provoque un abaissement de l'isotherme 1300°C donc une couche de lithosphère froide plus épaisse. La lithosphère en s'éloignant de la dorsale se refroidie, l'isotherme 1300 °C s'abaisse ce qui implique un épaississement progressif par ajout de manteau froid et dense de la lithosphère (/à l’asthénosphère). Question 5 : - Calculer la densité moyenne de la lithosphère a 30 KM de la dorsale. Densité de 3.1 donc - dense que l'asthénosphère. Cette densité moyenne est valable car on admet que la lithosphère vers 30 Km est représentée par moitié 50% de croûte océanique (2.9) et de 50 % de manteau lithosphérique (3.3). La lithosphère flotte sur l'asthénosphère. ((6x2.9) + (4x3.3))/10 = 3.06 - Calculer la densité moyenne de la lithosphère a 50 KM de la dorsale. L’épaisseur du manteau lithosphérique augmente (25 Km) et la densité de la lithosphère océanique augmente aussi. ((6x2.9) + (25x3.3))/31 = 3.22. Cette densité reste < à la densité de l’asthénosphère (3.3) la plaque ne peut plonger par subduction. En s'éloignant de l'axe de la dorsale la lithosphère océanique augmente par un apport de manteau lithosphérique, l'épaisseur de la croûte océanique ne varie pas. Cet apport concerne un matériel de densité de 3.3. La densité moyenne de la lithosphère océanique augmente donc en refroidissant, en vieillissant. La densité moyenne de la lithosphère océanique âgée de 150 Ma estimée en tenant compte de la part de la croûte et du manteau est de 3.26 > à la densité de l'asthénosphère. En théorie la lithosphère océanique peut plonger. Bilan : En s'éloignant de la dorsale océanique la lithosphère se refroidit, l'isotherme 1300°C s'abaisse. Comme la limite entre lithosphère et asthénosphère est uniquement physique (comportement différent lié à la température), le manteau lithosphérique s'épaissit au dépend de l'asthénosphère. Cet apport important de matériaux froid de densité 3.3 conduit à une densité moyenne (globale) de la lithosphère (Co+manteau lithosphérique) qui augmente et passe de 3.1 au niveau de la dorsale à une densité de 3.25 pour une lithosphère de 40 Ma. Vers 30 à 50 Ma la lithosphère plus dense que l'asthénosphère peut en théorie plonger par subduction. Cependant l'atmosphère bien que moins dense est solide et résiste fortement à l'enfoncement de la lithosphère. Ceci retarde la subduction de plusieurs millions d'années. L'age de la lithosphère océanique en surface n'excède cependant jamais 180Ma. Remarque : Si le manteau lithosphérique représente 100% de la lithosphère (sans co), la densité serait de 3.3 au maximum suffisante pour amorcer la subduction. Comment expliquer des lithosphères subduites où la densité est de 3.37, 3.45 ? Au cours de l'enfoncement dans le manteau, les roches de la croûte océanique (basalte et gabbro 2.9) se transforment en éclogites (roches métamorphiques) de densité > 3.5. Cette particularité augmente la densité moyenne de la lithosphère. L'augmentation de la densité moyenne de la lithosphère lors de son expansion est le principal moteur de la subduction. PB : Comment un matériel froid qui plonge en profondeur peut-il être à l'origine d'une activité magmatique importante ? II - Le magmatisme des zones de subduction 1. Les roches magmatiques des zones de subduction livre page 221/223 Les zones de subduction sont des lieux d'une importance activité magmatique. On distingue : • Les roches magmatiques volcaniques comme les andésites, les rhyolites Il s'agit de roches de structure microlitique. Le magma débute sa cristallisation dans des chambres magmatiques et remonte rapidement en surface pour donner le volcanisme explosif (volcanisme andésitique) des zones de subduction. • Les roches magmatiques plutoniques comme le granite ou les granodiorites. Il s'agit de roche de structure grenue . Le magma cristallise lentement en profondeur dans des chambres magmatiques et donne naissance à des plutons. Les plutons sont très nombreux au niveau des zones de subduction entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale comme pour la marge active du Pérou. Les plutons participent à la formation de la croûte continentale. Il s'agit de structures profondes que des phénomènes complexes (érosion et autres) peuvent rendre accessibles Transparent + tableau page 221 Pb : Quelle est l'origine du magma des zones de subduction ? Quelle condition particulière conditionne sa genèse ? 2. Les conditions de formation du magma au niveau des zones de subduction Exo 2 page 233 L'observation du volcanise et du plan de subduction permet de proposer une origine du magma située vers 100 à 150 km de profondeur. A cette profondeur se situe la péridotite du manteau (lithosphérique ou asthénosphérique). Fiche 1/2 A cette profondeur les conditions de t°et P rendent la péridotite solide. En effet le géotherme (évolution de la t° en fonction de la profondeur, de la pression) des zones de subduction ne permet pas à la péridotite sèche de fondre (le géotherme ne recoupe pas le solidus). Par contre l'apport d'eau abaisse la température de fusion partielle de la péridotite (solidus hydraté). Ainsi vers 80 à 150 Km de profondeur, la température de 1000°C suffit à provoquer la fusion partielle de la péridotite et donne naissance à un magma (le géotherme des zones de subduction recoupe le solidus hydraté). Le solidus correspond aux conditions de T° et pression qui permettent à la péridotite de passer de l’état solide à l’état solide + liquide (magma) (fusion partielle de la péridotite). Le magma chaud, fluide et moins dense s'élève. Lors de sa remonté le magma peut séjourner en profondeur dans la CC et donner naissance aux plutons de granodiorites et granites. Le magma peut arriver rapidement en surface pour donner naissance aux volcanismes explosifs andésitiques, rhyolitiques. (Minéraux hydratés) Exo : IIA Pb : D'où provient l'eau nécessaire à la fusion partielle de la péridotite du manteau asthénosphérique au niveau d'une zone de subduction ?
