convergence lithospherique et subduction
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CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SUBDUCTION I. Caractéristiques des zones de convergence. I/ Des plaques lithosphériques sont en convergences TP1: Convergence et données GPS Les mouvements des plaques tectoniques peuvent être mis en évidence par des mesures de positionnement GPS (Global Positioning System). Les mesures réalisées quotidiennement par un ensemble de satellites depuis une dizaine d'années donnent la position en longitude et en latitude des stations au sol qui sont des repères fixes. On observe que, de part et d'autre des fosses océaniques et des chaînes de montagne avec ou sans fosses océaniques, les vecteurs GPS sont convergents et les plaques se rapprochent. II/ Les sones de convergences sont des zones de subduction À partir des documents et activités proposés, préciser les caractéristiques des zones de subduction : reliefs, magmatisme, mouvements, flux thermique. Matériel : Logiciel Sismolog. Logiciel Tectoglob et site http://sideshow.jpl.nasa.gov/mbh/series.html Carte géologique de la côte ouest andine (doc 2p181) Profil sismique et colonne stratigraphique de La Barbade (doc 3p183) Flux géothermique d'amérique du Nord (doc 1p186) On n'oubliera pas de prouver que chaque zone étudiée fait bien partie du sujet. Un schéma-bilan rassemblant toutes les informations est attendu. A/ Ces zones de convergences s caractérisent par la présence de reliefs caractéristiques. Au niveau d'une zone de subduction, la frontière des plaques est marquée par la présence de : • Reliefs négatifs : les fosses océaniques . A leur niveau le fond océanique dont la profondeur moyenne est de 4000 mètres dans les plaines abyssales s'abaisse nettement et dessine une zone étroite et profonde pouvant dépasser 10 000 mètres.(10 Km) (faire schéma fonds des océans) • Reliefs positifs qui peuvent être - les chaînes de montagne de subduction (= cordillères) qui marquent le rebord d'un continent - les arcs magmatiques aussi appelés arcs insulaires qui sont des suites d'îles volcaniques alignées le long d'une fosse et disposées en arcs (ex: Japon, NouvelleZélande) Remarque : On observe parfois à l'arrière de l'arc insulaire sur la plaque chevauchante un autre relief négatif qualifié de bassin d'arrière arc : il forme par exemple la mer du Japon. C) B) Ces zones de convergence se caractérisent par la présence de séismes profonds C'est au niveau des zones de subduction que les 3/4 de l'énergie sismique globale de la Terre sont dissipés. Les foyers sismiques se répartissent en profondeur sur une surface inclinée appelée le plan de Wadati-Benioff, qui part à l'aplomb de la fosse et s'enfonce sous le continent ou sous l'arc insulaire. L'existence de foyers sismiques profonds ( 100 à 700 Km) démontre l'existence d'une plaque lithosphérique cassante qui s'enfonce dans l'asthénosphère plus chaud et ductile. L'inclinaison du plan de Bénioff qui forme un angle avec la surface varie entre 20 et 80 ° : une lithosphère océanique plus âgée, plus dense s'enfoncera avec un angle plus fort qu'une lithosphère océanique moins dense. La distribution géométrique des séismes matérialise le plongement d'une portion rigide de lithosphère à l'intérieur du manteau plus chaud et ductile. C/ Ces zones de convergence se caractérisent par la présence d’une double anomalie thermique avec un volcanisme explosif. Le flux de chaleur d'origine interne est relativement constant à la surface du globe. On observe cependant au niveau des zones de subduction une double anomalie thermique : • Le flux de chaleur est faible au voisinage des fosses. Ceci confirme la subduction de la lithosphère océanique froide. Cette dernière reste froide parce que la vitesse à laquelle elle s'enfonce est trop importante pour qu'elle puisse atteindre l'équilibre thermique avec son environnement. • En revanche, le flux de chaleur est élevé au niveau des reliefs positifs. Il reflète l'ascension et l'accumulation des magmas à la base de la plaque chevauchante. • Doc 2 page 187: Conséquence du refroidissement de la lithosphère océanique Ccl: Lévolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère: cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subductiion. Plus l'angle de plongée de la plaque plongeante est important plus la zone de volcanisme actif est proche de la fosse. L'activité magmatique est importante dans les zones de subduction. Elle se manifeste en surface par du volcanisme de type explosif. D/ Ces zones de convergence se caractérisent par des déformations lithosphériques La subduction génère des déformations tectoniques instantanées qui se manifestent par les séismes, mais elle génère aussi des déformations plus lentes et permanentes telles que les plis, les chevauchements, les failles inverses que l'on retrouve dans les matériaux de la plaque chevauchante. On retrouve également des structures appelées des prismes d'accrétions (prisme tectonique, prisme sédimentaire). Ces prismes sont le plus souvent caractéristiques des zones de subduction où le plan de bénioff est peu incliné. Lorsque la lithosphère s'enfonce, les sédiments océaniques qu'elle porte sont comprimés, se déforment et s'empilent sous forme d'écaillés en éventail qui se redressent formant un bourrelet qui s'épaissit jusqu'à émerger totalement (Barbade aux caraïbes). Un prisme est donc une accumulation de matériaux sédimentaires déformés, localisés à la frontière entre la plaque plongeante et plaque chevauchante, ces matériaux sont « rabotés » par la plaque chevauchante. Toutes ces structures démontrent le raccourcissement et l'épaississement imposés par la convergence dans les zones de subduction. III) La formation du magma au dessus de la plaque plongeante TP3: les magmas associés au zone de subduction A la verticale de la colonne de fusion partielle du manteau lithosphérique de la plaque chevauchante, on rencontre des températures plus élevées. Les magmas formés chauds remontent donc à la surface soit : • lentement et prennent la forme de grosses bulles appelées des plutons, et ils n'arrivent jamais à la surface. Ils cristallisent donc en profondeur et forment des roches plutoniques de texture grenue, c'est à dire entièrement cristallisée (tous les cristaux sont visibles à l'œil nu) ex ; granité, diorite. • rapidement et forment la lave produite dans les volcans explosifs de la surface. Cette lave refroidit brutalement et tous les cristaux n'ont pas le temps de se former. On obtient des roches volcaniques à texture microlitique, composée d'un verre (substance minérale non cristallisée) contenant des microcristaux et quelques phénocristaux (gros cristaux), ex : rhyolite, andésite. C'est donc la subduction qui est à l'origine de la formation des roches granitoïdes de la croûte continentale. TP4: Devenir de la croûte océanique au niveau des la zone de subduction Schéma rappel 1ere S Construction de la colonne stratigraphique de la faille de Vema Sédiments Basaltes en coussins (microlithique) px + Pg d= 2,9 Basaltes en filons (microlithique) px + Pg Gabbros (grenue) px+ Pg Péridotite (grenue) Px + ol Les roches de la lithosphère océanique plongeante se sont hydratées durant leur « voyage » depuis l'axe de la dorsale jusqu'à la fosse. Devenir minéralogique de la lithosphère océanique 1ère étape: Lors de cette hydratation elles ont subies des transformations minéralogiques avec apparition de minéraux (amphiboles) tels que : la hornblende, la chlorite et l'actinote. Gabbro Metagabbro Px + Pg + eau Hornblende (facies amphibolite) Hb + Pg + eau Chlorite (+ actinote) Ces minéraux, qui sont des minéraux hydratés (riches en OH) sont des témoins d'un métamorphisme de basse pression et de basse température. • 2ème étape: Formation des meta basalte ou meta gabbro à Glaucophane et jadéite (facies schiste bleu) • D= 3,1 HP-basse température • Albite + chlorite + actinote Glaucophane + eau 3ème étape: Formation des roches meta basalte ou meta gabbro à Grenat et Jadéite (Facies des Eclogites) D= 3,5 HP-basse température Albite + glaucophane Grenat + Jadeite + EAU CCL: Dans les 2 dernières étapes, les minéraux sont de plus en plus pauvres en OH car ils se déshydratent au cours de ces transformations minéralogiques de HP et BT. CCL TP4: Le long du plan de Bénioff les roches de la lithosphère océanique (possédant des minéraux hydratés) sont alors soumises à des conditions de pression différentes de celles de leur formation. Elles se déshydratent dès 50 Km de profondeur et se transforment par métamorphisme (transformation très lente à l'état solide d'une roche par changement de P et/ou T avec apparition de nouveaux minéraux). Rôle de l’eau dans le magmatisme de zone de subduction • La déshydratation de ces minéraux est à l'origine de l'eau qui hydrate le manteau sus-jacent. Le magma provient de la fusion partielle des péridotites situées au dessus du plan de Bénioff. La déshydratation des roches de la plaque lithosphérique plongeante permet d’abaisser le point de fusion des péridotites: les conditions de P et T sont modifiées. Le manteau susjacent de la plaque chevauchante rentre en fusion: le magma se forme à l’aplomb. IV/ Le principal moteur de la subduction est une différence de densité des roches TP5: Au niveau de la dorsale, la lithosphère océanique nouvellement formée est mince et chaude. A mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale elle se refroidit et son épaisseur augmente. L'épaisseur de la croûte océanique ne varie pas, c'est l'épaisseur du manteau lithosphérique qui augmente au dépend du manteau asthénosphérique. Le manteau lithosphérique plus froid que le manteau asthénosphérique pourtant de même nature est en conséquence plus dense. A partir de 50 Ma environ, la lithosphère a une densité plus forte que l'asthénosphère et à tendance à plonger dans l'asthénosphère. La différence de densité entre la lithosphère et l'asthénosphère permet donc d'amorcer la subduction. Elle est ensuite entretenue par l'augmentation de la densité des roches subduites, provoquée au cours de leurs transformations minéralogiques par le métamorphisme de haute pression.
