CH1 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE INTRODUCTION
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CH1 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE INTRODUCTION : La lithosphère océanique se crée aux dorsales, limites divergentes des plaques tectoniques, évolue en s’éloignant de la dorsale puis disparaît au niveau des fosses marines. Les failles normales localisées dans les dorsales attestent d’une extension. Les marges océaniques passives contenant ces failles normales témoignent de l’expansion de la lithosphère à partir de la dorsale. Dans les zones convergentes, les limites de plaques sont très actives. Quels indices témoignent d’une subduction ? Quel mécanisme est à l’origine de la subduction ? Quelle est la conséquence de la subduction sur l’activité interne de la lithosphère ? Comment la subduction est à l’origine de la collision de continents ? Plan I. LES MARQUEURS DE LA SUBDUCTION A. B. C. D. Reliefs et déformations Volcanisme Séismes Anomalies thermiques II. MÉCANISME DE SUBDUCTION A. La lithosphère s’alourdit B. La lithosphère casse disparaît C. Mécanisme thermique III. ACTIVITÉ INTERNE DÉCLENCHÉE PAR LA SUBDUCTION A. Nature de la croûte : Granite, Rhyolite, Diorite, Andésite B. Formation et refroidissement des magmas C. Origine de l’eau dans la plaque chevauchante: Hydratation ; Déshydratation IV. LA COLLISION CONTINENTALE A. Traces d’ouverture de l’océan Alpin : rift ; océan ; lithosphère océanique B. Traces de fermeture de l’océan alpin : Schistes bleus, éclogites, répartition C. Traces de collision continentale : en surface, en profondeur, évolution tardive CONCLUSION I LES MARQUEURS DE LA SUBDUCTION La subduction est l’enfoncement et la disparition d’une plaque lithosphérique sous une autre plaque. Quels indices révèlent l’existence d’une subduction ? A. RELIEFS ET DÉFORMATIONS CARACTÉRISTIQUES 1. Reliefs négatifs • Fosses (Japon, Tonga) : témoin d’enfoncement de la plaque • Bassin arrière-arc (mer du Japon) : témoin d’amincissement de la lithosphère près d’un arc volcanique. 2. Reliefs positifs • Cordillère (Andes) : témoin de compression de deux plaques • arc volcanique (Japon Antilles) : témoin d’activité magmatique 3. Déformations des sédiments Les sédiments de la marge océanique sont plissés et cassés par des failles inverses : ils forment un prisme d’accrétion : témoin du passage de la plaque océanique sous la plaque chevauchante (effet rabot). B. VOLCANISME PARTICULIER Les volcans de type explosif s’alignent parallèlement au bord de l’océan : témoins d’activité interne et de modification des conditions géophysiques. C. SÉISMES CARACTÉRISTIQUES D’UN ENFONCEMENT Des séismes compressifs, alignés parallèlement au bord de l’océan et répartis en profondeur suivant un plan dit de Bénioff : témoin de l’existence d’une lithosphère rigide à grande profondeur (100km / 700 km ; profondeur supérieure à l’épaisseur de la lithosphère (10km/80km) D. LES ANOMALIES THERMIQUES CONFIRMENT LA SUBDUCTION 1) Fosse : Anomalie - : témoin de l’existence d’une plaque froide profonde 2) Arcs et cordillères : Anomalie + : témoin de remontée de magma 3) Bassins arrière-arc : Anomalie + : témoin de remontée d’asthénosphère BILAN : Les zones de subduction sont marquées par des reliefs positifs et négatifs, des séismes explosifs alignées suivant le plan de Bénioff, des anomalies thermiques négatives et positives et du magmatisme. Retour plan II MÉCANISME DE SUBDUCTION Quel mécanisme est à l’origine de l’enfoncement de la lithosphère océanique sous une autre plaque lithosphérique ? A. LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE S’ALOURDIT Lors de l’expansion, le refroidissement de la lithosphère provoque : • son épaississement : la partie supérieure du manteau asthénosphérique se refroidit aussi et adhère au manteau lithosphérique • son augmentation de densité jusqu’à dépasser celle de l’asthénosphère Densité du manteau lithosphérique près de dorsale = 3.24 Densité du manteau lithosphérique loin de dorsale = 3.3 Densité de l’asthénosphère = 3.25 B. LA LITHOSPHÈRE CASSE ET DISPARAÎT Refroidie, elle devient rigide et cassante à partir de 30 MA, mais elle peut résister à la cassure jusqu’à 150/180 MA. A l’occasion de fissures dues aux mouvements de la plaque, la partie la plus dense s’enfonce dans l’asthénosphère. A 700 Km, la plaque lithosphérique entre en fusion et disparaît en se mêlant au manteau. (parfois, elle descend à 3.000Km) C. MÉCANISME THERMIQUE La subduction, enfoncement et disparition de la lithosphère océanique sous une autre lithosphère (océanique / Guadeloupe ou continentale Chili), résulte de la traction de plaque plongeante sous l’effet du refroidissement, et secondairement des mouvements horizontaux de convection mantellique. BILAN : l’enfoncement de la lithosphère résulte de son augmentation d’épaisseur et de densité, conséquence de son refroidissement. RETOUR PLAN III ACTIVITÉ MAMGATIQUE DÉCLENCHÉE PAR LA SUBDUCTION Les reliefs sont constitués d’arcs volcaniques et de cordillères ayant un magmatisme très actifs. D’où provient le magma puisque la lithosphère subduite est froide ? Comment peut-il se former ? A. NATURE DE LA CROÛTE AUX ZONES DE SUBDUCTION • Type de roche magmatique : Roche plutonique de structure cristalline, car refroidie en profondeur. Granite = beaucoup de Q et F (PL+OR), peu de Mica et Amphibole Diorite ≈ granite mais plus forte proportion d’Amphibole Roche volcanique de structure hémicristalline, car refroidie en surface Rhyolite = même minéraux que le granite, englobés dans du verre. Andésite = mêmes minéraux que la diorite, englobés dans du verre. • Composition chimique Leur grande proportion de quartz et de feldspath signifie qu’elles sont riches en silice (andésite et diorite) ou très riche en silice (granite et rhyolite), contrairement au gabbro et au basalte La silice visqueuse rend explosive l’éruption volcanique, caractéristique des volcans des zones de subduction. Leur composition chimique diffère aussi par la présence d’eau (amphibole et mica) et la faible quantité de ferro-magnésiens. B. FORMATION ET REFROIDISSEMENT DES MAGMAS 1) Fusion dans les zones de subduction Position géographique de la fusion : Les roches volcaniques ou plutoniques viennent des profondeurs, dérivent d’un magma : ce magma de faible densité remonte à la verticale : la zone de fusion se situe donc à l’aplomb des volcans et des montagnes. Conditions géophysiques de la fusion : le géotherme de subduction est toujours inférieur au solidus de la péridotite sèche : elle ne peut pas fondre. Mais le solidus de la péridotite hydratée recoupe le géotherme de subduction vers 100 km/1000°C. elle entre en fusion partielle. La présence de micas et d’amphiboles indique que le magma contient de l’eau. Lieu de fusion : Seule, la lithosphère chevauchante peut entrer en fusion : • Température supérieure à 1000°C à l’aplomb des volcans et montagnes • Hydratation possible apportée par la lithosphère plongeante Résultat de la fusion : La fusion partielle de la péridotite asthénosphérique hydratée fournit un magma andésitique, riche en eau et en silice. 2) Cristallisation lors de la remontée dans la plaque chevauchante Le magma chaud, moins dense, remonte en surface soit rapidement par des failles, soit lentement par diapirs volumineux. Dans une lithosphère océanique • La remontée rapide aboutit à la formation d’andésite hémicristalline. • Si le magma andésitique est bloqué en profondeur, le refroidissement lent aboutit à la formation de diorite cristalline. Dans une lithosphère continentale : Le magma andésitique traverse une croûte continentale épaisse qui le refroidit et le contamine • Ce magma refroidit plus longtemps et devient très siliceux et se transforme en magma granitique cristallin. • La croûte continentale, déjà siliceuse, enrichit le magma en silice. • La fraction encore liquide de ce magma peut remonter en surface et former de la rhyolite hémicristalline. • La cristallisation profonde aboutit à la formation des plutons de granite cristallins C. ORIGINE DE L’EAU DANS LA PLAQUE CHEVAUCHANTE 1) hydratation de la lithosphère océanique Lors de son expansion océanique, la lithosphère s’hydrate : en présence d’eau, à basse température et basse pression (BT/BP), basaltes et gabbros se transforment en métabasaltes et métagabbros de type schiste vert. BP/BT : Basalte / Gabbro + H2O → schiste vert Plagioclase + pyroxène augite + péridot olivine + H2O → plagioclase + pyroxène augite + amphibole hornblende 2) déshydratation de la lithosphère Dans la lithosphère subduite, pression et température augmentent : les schistes verts perdent leur eau et se transforment en métabasaltes et métagabbros de type schistes bleus puis en éclogite : MP/MT: schiste vert → schiste bleu + H2O Plagioclase + pyroxène augite + amphibole brune Hornblende → Plagioclase + pyroxène jadéite + amphibole glaucophane + H2O • HP/MT : schiste bleu → éclogite + H2O Plagioclase + pyroxène jadéite + amphibole glaucophane → Plagioclase + pyroxène jadéite + GRENAT • L’eau sort des minéraux hydratés de la plaque plongeante, remonte dans la l’asthénosphère et lithosphère chevauchantes. BILAN : Lorsque la plaque plongeante hydratée entre en subduction, elle perd son eau vers la plaque chevauchante. La péridotite asthénosphérique hydratée entre en fusion partielle vers – 100 KM malgré le géotherme bas 1000°C. Le magma andésitique cristallise en andésite ou en diorite suivant sa vitesse de remontée. L’épaisse croûte continentale ralentit la remontée du magma et le transforme en magma granitique à l’origine de granite ou de rhyolite. RETOUR PLAN IV : COLLISION DE CONTINENTS INTRODUCTION : Si les plaques lithosphériques possèdent une croûte continentale, la subduction entraîne la collision des continents plus légers. Comment retrouver les traces de subduction et de collision dans les chaînes de montagne actuelles ? A. TRACES D’OUVERTURE DE L’OCÉAN ALPIN 1) Témoins d’un rift : Failles normales et blocs basculés dans des roches granitiques ou métamorphiques = témoin de mouvements d’écartement dans un continent 2) Témoins d’océanisation : Evaporite, gypse = témoin de l’inondation d’un ancien continent Calcaire avec ammonite : témoin de la présence d’une ancienne mer Radiolarite = sédiment à radiolaires siliceux : témoin de mer profonde > 3km Sédiments sur failles normales : témoins d’une ancienne marge passive Le rift s’inonde et devient un océan de plus en plus profond, les marges s’écartent et reçoivent des sédiments 3) Témoins d’une lithosphère océanique : Ophiolites = basalte sur gabbro sur péridotite : témoin de la présence d’une lithosphère océanique Serpentinite = olivine hydratée ; Méta-gabbros : hornblende, actinote, chlorite : témoin d’expansion et d’hydratation d’une lithosphère océanique L’océan recouvre la lithosphère océanique. B. TRACES DE FERMETURE DE L’OCÉAN ALPIN a. Schistes bleus : le schiste bleu provient de la transformation en MP/MT de schistes verts : témoin d’une subduction commençante. b. Eclogites : les éclogite proviennent de la transformation des schistes bleus en HP/MT : témoin d’une subduction en profondeur. c. Répartition des roches : elles se localisent en zones parallèles d’est en ouest : éclogite, schiste bleu, schiste vert : cette répartition correspond à la transformation progressive de la lithosphère en subduction : témoin du plan de subduction, reconstitué horizontalement, plongeant vers l’ouest. La plaque européenne est subduite sous la plaque africaine C. TRACES DE COLLISION CONTINENTALE Les plaques océaniques en subduction entraînent les croûtes continentales, qui, moins denses, restent en surface et se compriment. 1) Traces de collision en surface : prisme d’accrétion remonté en surface Les roches sédimentaires souples se plissent, les dures se cassent et présentent des failles inverses. Les roches plastiques comme le gypse s’étalent sur de grandes nappes de charriage. Plis, failles inverses et nappes de charriage témoignent d’une compression. 2) Traces de collision en profondeur : Plis et écailles Les roches sédimentaires profondes sont réchauffées et se déforment sans casser. Les minéraux se transforment et migrent dans les charnières des plis. La racine de la crustale compression provoque la formation d’une en écailles, révélée par le profil sismique. Les plis anisopaques associés aux transformations minéralogiques témoignent d’une compression en profondeur. 3) Evolution tardive : L’érosion (eau, glace, vent…) rabote le relief ; la croûte continentale s’allège ; la racine de la lithosphère, avec granite et roches métamorphiques, remonte Bilan : dans les alpes, les traces d’ouverture d’un océan, de sa fermeture par subduction et de collision témoignent de la convergence existant entre les lithosphères européenne et africaine. Retour plan CONCLUSION CONVERGENCE : SUBDUCTION ET COLLISION La subduction est marquée par des « marges actives » animés de séismes répartis selon le plan de Bénioff, et de volcanisme explosif, par des reliefs positifs et négatifs contenant des prismes d’accrétion ainsi que des anomalies de répartition de chaleur correspondant aux zones d’enfoncement de plaque froide ou aux zones de remontée de magma. La subduction a pour origine la différence de densité entre la lithosphère âgée, épaisse et froide et l’asthénosphère plus chaude. L’augmentation de pression et de température en profondeur transforme les métagabbros ou métabasaltes en schiste bleu puis en éclogite. Cette transformation déshydrate la plaque plongeante et expulse l’eau dans la plaque chevauchante, abaissant ainsi le solidus de la péridotite du manteau. Le magma issu de la fusion partielle, de nature andésitique remonte grâce à sa densité plus faible, soit dans une croûte océanique fine où il cristallise en diorite en profondeur et andésite en surface, soit dans une croûte continentale épaisse où il cristallise en granite en profondeur et en rhyolite en surface. Plus légers, les continents entraînés par les plaques lithosphériques convergentes, entrent en collision sans entrer en subduction. Les traces de rift, d’océanisation, de subduction et de collision retrouvées dans les reliefs alpins, signent le mécanisme et les étapes de leur formation.
