La convergence lithosphérique et ses effets
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> La convergence lithosphérique et ses effets Séquence 5-SN02 141 © Cned – Académie en ligne Introduction Chapitre 1 ......................................................................................................................................................................... > Convergence et subduction A ....................................................................... 145 147 Les caractéristiques des marges actives Des reliefs particuliers marqués Une forte activité géologique Des anomalies du flux géothermique Des déformations caractéristiques B Le moteur de la subduction C Le magmatisme des zones de subduction Les roches magmatiques des zones de subduction L’origine et l’évolution des magmas des zones de subduction Chapitre 2 > Convergence et collision continentale A .................................... 161 L’origine des Alpes : un océan disparu Un aperçu de l’histoire océanique des Alpes Des témoins de l’ancien océan alpin B De l’océan alpin à la chaîne de montagnes La disparition de l’océan alpin La collision entre les continents : formation de la chaîne de montagnes C Bilan L’évolution d’une chaîne de collision > La dynamique de la lithosphère : de l’ouverture océanique à la collision continentale ......................................... Sommaire séquence 5-SN02 175 143 © Cned – Académie en ligne ntroduction Acquis de Première S Document 1 schéma de la structure du globe La Terre est constituée de trois enveloppes concentriques chimiquement différentes : la croûte, le manteau et le noyau. La croûte, partie la plus superficielle, s’étend de 0 à 30 km en moyenne sous les continents (jusqu’à plus de 70 km sous les montagnes) et de 0 à 7 km sous les océans. Elle représente 1 % du volume terrestre. On distingue la croûte continentale et la croûte océanique. Le manteau, qui représente 83 % du volume terrestre, s’étend de la base de la croûte (discontinuité « Moho ») jusqu’à 2900 km de profondeur. Il est divisé en 2 parties : le manteau supérieur (du Moho jusqu’à 670 km) et le manteau inférieur (de 670 à 2900 km). Le manteau supérieur présente dans sa partie supérieure une zone froide, rigide, peu déformable et dense ; l’ensemble « croûte-partie supérieure du manteau supérieur » constitue la lithosphère (du Moho jusqu’à environ 100 km de profondeur). En dessous de la lithosphère, le manteau supérieur est plus chaud, moins rigide et plus déformable : il s’agit de l’asthénosphère (de 100 à 670 km). Le noyau représente le reste de la Terre (16 % du volume terrestre) et s’étend de 2900 à 6400 km de profondeur ; on distingue un noyau externe liquide (de 2900 à 5150 km) et un noyau interne (« graine ») solide (de 5150 à 6400 km). Croûte et manteau sont riches en silicates ; le noyau est principalement constitué de fer métallique. Séquence 5-SN02 145 © Cned – Académie en ligne Document 2 Les plaques lithosphériques La lithosphère est morcelée en plaques rigides mobiles (12 plaques lithosphériques majeures) ; certaines plaques sont de nature totalement océanique, d’autres sont mixtes océaniques-continentales, d’autres enfin sont entièrement continentales. Les plaques lithosphériques sont bordées par trois types de frontières : – les frontières en divergence : dorsales océaniques où se forme la lithosphère océanique (zones d’accrétion) ; – les frontières en convergence : zones de subduction caractérisées par la présence de fosses océaniques, où la lithosphère océanique disparaît, et zones de collision, caractérisées par la présence d’une chaîne de montagnes, où s’affrontent deux lithosphères continentales ; – les frontières en coulissage : les failles transformantes. La théorie de la tectonique des plaques explique la dérive des continents ; le moteur de la mobilité des plaques lithosphériques réside dans la mise en mouvement du manteau solide par convection due à la dissipation de l’énergie interne du globe. Problème scientifique Les caractéristiques de la divergence ont été étudiées en classe de Première. Dans cette séquence nous étudierons les caractéristiques de la convergence des plaques lithosphériques dans les zones de subduction (chapitre 1) et dans les zones de collision continentale (chapitre 2). 146 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Convergence et subduction Introduction Le visage de la Terre est façonné en permanence par le mouvement des plaques lithosphériques : les reliefs, les séismes et le volcanisme en sont des témoins. La distribution géographique de ces signatures de la tectonique des plaques correspond aux limites de plaques : zones de convergence, de divergence ou de coulissage. Dans une zone de subduction, la convergence se traduit par une disparition de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère ; la subduction d’une plaque océanique sous une autre plaque océanique ou sous un continent est marquée par différentes manifestations (reliefs, séismes, volcanisme autre que celui des dorsales…) caractéristiques de ces zones appelées marges actives. Document 3 Localisation des marges actives Séismes Volcan Volcanisme de dorsale (accrétion : divergence) Séquence 5-SN02 147 © Cned – Académie en ligne A Les caractéristiques des marges actives Des reliefs particuliers marqués Document 4 Affrontement des plaques de Nazca et sud-américaine La frontière de plaque est marquée par un relief négatif majeur : le fond océanique, dont la profondeur moyenne est de 4000 m au niveau des plaines abyssales, s’abaisse à 8000 m au niveau de la fosse océanique ; certaines fosses océaniques atteignent plus de 10 000 m de profondeur : cas de la fosse des Mariannes, de la fosse des Kouriles en bordure ouest de la plaque Pacifique. Au-delà, la fosse est bordée par un relief positif important : le bord de la plaque chevauchante porte des volcans actifs constituant un arc magmatique insulaire quand la plaque chevauchante est une plaque océanique (ex : arc des Petites Antilles) ou une cordillère quand ces volcans sont portés par une plaque chevauchante continentale déformée (ex : cordillère des Andes) ; on parlera dans ce cas de chaînes de subduction, pour les distinguer des chaînes de collision continentale (dans les Andes, les sommets atteignent près de 7000m). La distance qui sépare la fosse océanique de l’arc magmatique est de quelques centaines de kilomètres et la dénivellation entre le fond de la fosse et le sommet des volcans peut atteindre 15 km. Les arcs volcaniques actifs des zones de subduction représentent une longueur cumulée de 30 000 km, dont 25 000 km pour la seule « ceinture de feu » péri-pacifique. Une forte activité géologique a) Une activité sismique importante 80 % de l’énergie sismique globale est dissipée par les séismes se produisant dans les zones de subduction. Document 5 Localisation et profondeur des foyers sismiques en Amérique du Sud La majeure partie des séismes est superficielle, localisée entre la fosse océanique et la zone volcanique. Cependant on observe quelques séismes à foyer nettement plus profond, jusqu’à 700 km de profondeur, plus éloignés de la fosse océanique. 148 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Activité autocorrective n° 1 Document 6 Convergence de plaques au niveau de l’arc insulaire japonais Le tableau ci-dessous présente les caractères d’une vingtaine de séismes recensés dans l’arc insulaire japonais de 1970 à 1977 à la latitude 41 °N. Pour chaque séisme sont indiquées la longitude et la profondeur du foyer. Longitude (°E) 138 146 130 144 144 142 142 142 144 142 Profondeur du foyer (km) 333 3 528 28 35 60 5 67 18 41 Longitude (°E) 143 141 142 141 142 142 142 138 138 143 Profondeur du foyer (km) 50 105 67 93 71 62 54 226 133 61 D’après ces données, établir une relation entre la longitude des foyers sismiques et leur profondeur. Esquisser une coupe Est-Ouest de la région étudiée sur laquelle seront indiqués les repères géographiques d’une part, les profondeurs des foyers sismiques d’autre part. Repérer la localisation géographique de la fosse océanique sur cette coupe. Que remarque-t-on quant à la distribution des foyers sismiques ? Les foyers sismiques sont distribués à des profondeurs croissantes quand on s’éloigne de la fosse océanique ; ils sont localisés sur un plan incliné appelé plan de Wadati-Benioff qui plonge sous l’arc magmatique. Ce plan matérialise le plongement de la lithosphère océanique sous une autre plaque océanique ou sous un continent. Les séismes les plus superficiels sont localisés dans la plaque chevauchante, sur une largeur de quelques centaines de kilomètres ; les séismes plus profonds se produisent dans la plaque océanique en subduction et traduisent essentiellement des contraintes de compression, signe que la plaque subduite rencontre une partie du manteau s’opposant à sa pénétration. Séquence 5-SN02 149 © Cned – Académie en ligne Remarques Pour un même plan de Wadati-Benioff, le pendage peut varier d’un point à un autre. Les pendages moyens des plans de Wadati-Benioff varient également d’une zone de subduction à une autre (de 10 ° sous les Andes australes à plus de 80° sous les Mariannes). Ces variations sont liées à l’âge des lithosphères subduites : les plaques à croûte jeune (moins de 35 Ma ; ex : plaque de Nazca) conduisent à des subductions à pendage faible (< 30 °) alors que celles à croûte plus ancienne conduisent à des pendages plus importants (de 30 ° à 80 °). b) Un volcanisme de type explosif Le bord de la plaque chevauchante porte des volcans dont les éruptions sont très violentes et caractérisées par des explosions, des nuées ardentes, des projections de cendres et blocs volcaniques. Document 7 Éruption de la Montagne Pelée de 1902 (Martinique) « Dès le 2 Avril 1902 on avait senti une odeur de soufre à St Pierre… Tandis que le volcan continuait à gronder et à trembler, des trombes de pluie s’abattaient sur les hauteurs. Le 5 Mai, une coulée de boue large de 400 m et épaisse de 30 m détruisit la sucrerie (...).Le 8 mai, la Montagne Pelée explosa : un immense nuage de cendres et de blocs volcaniques déferla à 160 km.h –1 sur St Pierre. Deux habitants sur les trente mille que comptait la ville survécurent. » Texte extrait de Planète Terre – Les volcans, Time Life 26 Mai 1902 Nuée ardente Aiguille de lave en Nov. 1902. Cette aiguille est sortie dès la mioctobre 1902 ; 7 mois plus tard, sa hauteur dépasse celle de la Tour Eiffel. 150 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne St-Pierre détruit après l’explosion de la Montagne Pelée La Montagne Pelée après l’explosion La majorité des volcans actifs des zones de subduction (Montagne Pelée, Mont Saint Helens, Vésuve...) sont situés parallèlement à la fosse océanique, à l’aplomb des parties du plan de Wadati-Benioff profondes de 100 à 150 km. Ils constituent des arcs magmatiques formant un arc insulaire volcanique (cas d’une subduction entre deux plaques océaniques) ou présents au sein d’une cordillère (cas d’une subduction d’une plaque océanique sous un continent). Des anomalies du flux géothermique Rappel Il existe un flux de chaleur permanent depuis l’intérieur du globe jusqu’à sa surface, appelé flux géothermique. Chaque seconde, la Terre perd en moyenne par toute sa surface une quantité d’énergie interne d’environ 4,2.1013 W soit 50 mW.m-2. On a mesuré le flux de chaleur au travers d’une zone de subduction. Activité autocorrective n° 2 Document 8 Repérez, d’après le document 8, la valeur du flux géothermique moyen au niveau de la plaque océanique avant son entrée en subduction. Comment varie ce flux au niveau de la zone de subduction ? Proposez une explication. Variation du flux de chaleur On remarque deux anomalies du flux géothermique au niveau de la zone de subduction : une anomalie négative au niveau de la fosse océanique qui suggère la présence d’un matériel « froid » en profondeur qui a pour effet de réduire le flux de chaleur. une anomalie positive au niveau de l’arc magmatique (cordillère ou arc insulaire) qui suggère la présence d’un matériel « chaud » contribuant à l’élévation du flux de chaleur. L’anomalie négative correspond au plongement de la plaque océanique froide dans l’asthénosphère, tandis que l’anomalie positive est le reflet de la remontée et de l’accumulation de magmas à la base de la croûte de la plaque chevauchante. On a pu estimer les températures qui règnent à l’intérieur de la plaque subduite (modélisations à partir de calculs prenant en compte la vitesse de déplacement de la plaque, sa capacité calorifique, sa conductivité thermique et le flux thermique en surface) : on trace ainsi les isogéothermes (= lignes d’égale température) sous l’espace arc magmatique-fosse océanique. Séquence 5-SN02 151 © Cned – Académie en ligne Document 9 Modèle des isogéothermes calculés dans une zone de subduction On note une « dépression » des isogéothermes au niveau du plan de subduction : la température y est plus basse que dans le manteau environnant. Interprétation : le transfert de chaleur du manteau chaud environnant à la plaque en subduction plus froide se fait par conduction. L’inertie thermique crée un retard dans le réchauffement de la plaque subduite : pour une plaque se déplaçant à une vitesse de 8 cm/an, l’équilibre thermique entre la plaque subduite et le manteau environnant n’est atteint que vers 700 km de profondeur. Ainsi le plongement de la lithosphère océanique froide à des vitesses relativement élevées maintient un contraste des températures. Cette différence de température entre la plaque subduite froide et le manteau environnant chaud dépend de l’angle de subduction, de l’âge de la lithosphère (plus elle est ancienne, plus les isogéothermes s’infléchissent) et de la vitesse de subduction (plus elle est élevée, plus les isogéothermes s’infléchissent). Des déformations caractéristiques : les effets tectoniques d’une subduction a) Le prisme d’accrétion sédimentaire Les sédiments qui reposent sur le plancher océanique sont entraînés par le déplacement de celui-ci. Cependant, moins denses que le plancher basaltique, ils s’enfoncent moins aisément que celui-ci lors de la subduction : ils s’accumulent alors contre la plaque chevauchante, au lieu de plonger en même temps que la plaque subduite, et forment une véritable montagne sous-marine, qui peut même émerger comme c’est le cas de la Barbade à l’est des Petites Antilles. Des boues océaniques gorgées d’eau constituent un niveau de décollement. Cette accumulation des sédiments est appelée prisme d’accrétion. Document 10 Localisation de la fosse de Nankaï 152 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Profil sismique réalisé au niveau de la fosse de Nankaï réalisé par l’expédition Kaïko en 1984-85 Profil sismique Le prisme d’accrétion est constitué de sédiments plissés et empilés en écailles tectoniques au-dessus d’une couche de sédiments restés solidaires du plancher océanique qui plonge. Au niveau du prisme, plis et failles inverses (voire des chevauchements) caractérisent des contraintes de compression qui règnent dans les zones de convergence, à l’origine d’un raccourcissement et d’un épaississement de la masse de sédiments. Remarque Le prisme d’accrétion n’existe pas dans toutes les zones de subduction (ex : pas de prisme d’accrétion au niveau de la fosse du Japon). Il est surtout caractéristique des zones de subduction présentant un plan de Wadati-Benioff faiblement incliné. b) Le bassin arrière-arc Document 11 Schéma synthétique illustrant deux types extrêmes de subduction de part et d’autre de l’océan Pacifique En arrière de l’arc magmatique existe souvent un bassin subsident à croûte continentale amincie ou à croûte océanique ( mer marginale) créé par un régime de contraintes en extension : le bassin arrière-arc. Exemples : mer des Caraïbes = bassin arrière-arc lié à la subduction de la lithosphère océanique atlantique sous la lithosphère océanique des Caraïbes ; mer du Japon = bassin arrière-arc lié à la subduction de la plaque pacifique ous la plaque eurasiatique. Séquence 5-SN02 153 © Cned – Académie en ligne B Le moteur principal de la subduction Les plaques à croûte jeune plongent avec un pendage faible alors que les plaques à croûte plus ancienne plongent avec un pendage plus élevé. Ceci s’explique par la relation entre l’âge de la lithosphère océanique d’une part, son épaisseur et sa densité d’autre part. Activité autocorrective n° 3 La lithosphère océanique refroidit au fur et à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale où elle a pris naissance. Ce refroidissement se traduit par un abaissement de l’isotherme 1300 °C qui marque la limite lithosphèreasthénosphère ; il en résulte un épaississement progressif de la lithosphère par sa base, par adjonction d’une semelle de manteau froid et lourd. L’épaisseur de la croûte océanique ne varie quasiment pas et reste égale à 6 km. Données Une colonne de lithosphère océanique d’épaisseur H est constituée d’une croûte océanique d’épaisseur constante hC et d’une semelle de manteau lithosphérique d’épaisseur variable hML telle que hML = H - hC . hML : épaisseur du manteau lithosphérique hC : épaisseur de la croûte océanique L’épaisseur totale H de la lithosphère océanique varie selon son âge : H = 9,5 兹 t ; H en km ; t en Ma. Masse volumique de la croûte océanique : C = 2,85.103 kg/m3 Masse volumique du manteau lithosphérique : ML = 3,3.103 kg/m3 Masse volumique de l’asthénosphère sousjacente : A = 3,25.103 kg/m3 Masse volumique moyenne de la lithosphère océanique moy = (hC. C + hML. ML) / hC + hML Calculer l’âge et l’épaisseur d’une lithosphère océanique située à 800 km de l’axe d’une dorsale rapide (1/2 vitesse d’écartement de l’axe = 8 cm/an). Calculer sa masse volumique moyenne et comparer à celle de l’asthénosphère sous-jacente ; en déduire le comportement de cette lithosphère par rapport à l’asthénosphère sous-jacente. Mêmes questions pour une lithosphère océanique située à 2400 km et à 4800 km de l’axe de la dorsale. Conclure sur le moteur principal de la subduction. Une lithosphère océanique jeune est mince et légère car encore chaude et résiste davantage à l’enfoncement. Au fur et à mesure que la lithosphère s’éloigne de la dorsale, elle refroidit ; l’isotherme 1300 °C, limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, s’abaisse : une partie du manteau asthénosphérique sous-jacent est incorporé à la lithosphère dont l’épaisseur augmente, ce qui contribue à augmenter progressivement la densité de la lithosphère océanique. Quand cette densité devient supérieure à celle du manteau asthénosphérique sous-jacent, la lithosphère océanique a tendance à s’enfoncer dans l’asthénosphère : on parle de subduction naturelle. Parfois certaines lithosphères océaniques jeunes peuvent entrer en subduction : on parle de subduction forcée. 154 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Cette modification des caractéristiques de la lithosphère océanique en fonction de son âge est traduite par l’augmentation de la profondeur des fonds océaniques qui accompagne le vieillissement de la lithosphère ; au niveau de l’axe de la dorsale, le sommet de la lithosphère océanique se trouve à 2500 m de profondeur en moyenne et atteint 5500 m de part et d’autre de l’axe aux endroits où elle est âgée de 80 Ma. Par ailleurs, sous l’axe des dorsales, la lithosphère océanique est épaisse de quelques kilomètres seulement (essentiellement constituée de croûte océanique), alors qu’elle peut atteindre plus de 100 km d’épaisseur sous les plaines abyssales. Document 12 C Densités estimées des lithosphères océanique et continentale de l’asthénosphère au niveau de la subduction sous l’Amérique du Sud Le magmatisme des zones de subduction Les caractéristiques des éruptions sont liées à la composition des magmas : plus riches en silice que les magmas basaltiques des zones d’accrétion, ils sont plus visqueux ce qui explique la mise en place des dômes d’extrusion. Leur richesse en vapeur d’eau et autres gaz dissous explique le caractère explosif des éruptions : lors de la remontée du magma, la baisse de pression entraîne la libération brutale des gaz dissous ; si le magma ne peut s’épancher, la pression des gaz augmente ce qui entraîne l’explosion de l’appareil volcanique. Les roches magmatiques des zones de subduction Celles-ci sont de nature très variée. a) Des roches volcaniques Les magmas émis en surface sont à l’origine de roches à structure microlitique, témoin d’un refroidissement relativement rapide : andésites, les plus nombreuses, parfois associées à des basaltes et des rhyolites. Document 13 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée) d’une lame mince d’andésite (x 20) (voir encart couleur E21) Séquence 5-SN02 155 © Cned – Académie en ligne Document 14 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée) d’une lame mince de rhyolite (x 20) (voir encart couleur E22) b) Des roches plutoniques En profondeur, le magma refroidit lentement et est à l’origine de plutons formés de granitoïdes (granites et granodiorites), roches à structure grenue, qui affleurent dans les cordillères soumises à l’érosion. Le regroupement de plusieurs centaines de ces massifs de granitoïdes forme ainsi la cordillère occidentale des Andes. Ce magma participe à la formation d’une nouvelle croûte continentale. Document 15 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée) d’une lame mince de granodiorite (x 20) (voir encart couleur E23) Toutes ces roches sont issues d’un même magma primaire qui a évolué différemment selon les cas. Selon le type de subduction, le type de roches prédominantes dans les arcs magmatiques varie. L’origine des magmas des zones de subduction Le magma initial des zones de subduction provient de la fusion partielle des péridotites du coin du manteau de la plaque chevauchante, à l’aplomb du plan de subduction. a) Conditions de la fusion partielle des péridotites Rappels Première S Dans les zones d’accrétion, au niveau des dorsales, la fusion des péridotites est liée à une décompression importante due aux mouvements de convection ascendants ; elle se produit vers 70 km de profondeur. 156 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Dans les zones de subduction, cette fusion partielle est possible à 40 km de profondeur et pour des températures plus faibles. Pour expliquer ce fait, des expériences de laboratoire sont réalisées sur des péridotites du manteau supérieur soumises à des conditions de pression et de température variables, dans deux situations (péridotites sèches et péridotites hydratées). Activité autocorrective n° 4 Diagramme pression-température des péridotites du manteau et géothermes calculés (variations de la température en fonction de la pression) (voir encart couleur E24) Document 16 1000 1100 0 Géo rm eo an 1850 2000 TC 20 iq tin + Solide Solide n co en liquide tal 25 40 80 100 ique de liqui Solide + S olid e at magm e Liquide magmatiqu cé ue e erm oth Gé t he 1420 50 D’après les géothermes indiquez à quelle profondeur une péridotite hydratée peut fondre partiellement au niveau continental et au niveau océanique. 150 160 Concluez sur ce qui permet la fusion partielle des péridotites du manteau dans les zones de subduction. 240 Kb pression Qu’en est-il si on considère cette fois une péridotite hydratée ? 120 Péridotite solide 75 Considérez une péridotite sèche (cas d’une zone d’accrétion) du manteau supérieur située à 100 km de profondeur : à quelle température doit-elle être portée pour subir une fusion partielle ? D’après les géothermes dans les zones de subduction, cette température est-elle atteinte ? Dans les zones de subduction, la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante est provoquée par la présence d’eau qui abaisse leur température de fusion, permettant ainsi la formation de magmas à faible profondeur. km profondeur Résultats obtenus avec une péridotite sèche (solidus, liquidus) Résultats obtenus avec une péridotite hydratée (solidus hydratus) Géotherme calculés (variations de la température (C) en fonction de la pression) b) Origine de l’hydratation des péridotites : le métamorphisme des roches de la croûte océanique subduite Problème : d’où provient l’eau responsable de l’hydratation des péridotites ? L’eau qui hydrate les péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante provient de la plaque subduite ; au cours de sa plongée progressive, la croûte océanique se déshydrate et recristallise dans des conditions différentes de celles de sa mise en place : il s’agit d’un métamorphisme haute pression-basse température. Les fluides libérés, notamment l’eau, provoquent la fusion partielle du coin du manteau sus-jacent de la plaque chevauchante avec formation de magmas à l’origine des arcs magmatiques des arcs insulaires et des marges continentales actives. La croûte océanique de la plaque subduite est constituée de métabasaltes et métagabbros à actinote et chlorite = schistes verts. En effet, au niveau de la dorsale, les minéraux des gabbros et basaltes, pyroxènes et plagioclases (minéraux non hydratés), vont subir un hydrothermalisme et sont alors transformés : plagioclase + pyroxène + eau amphibole hornblende Séquence 5-SN02 157 © Cned – Académie en ligne Au cours de leur éloignement de la dorsale, les roches de la croûte océanique subissent un refroidissement progressif et une hydratation ; il se forme des minéraux plus hydratés : actinote et chlorite (faciès schistes verts) plagioclase + amphibole hornblende + eau chlorite + actinote Quand la plaque océanique plonge, elle est soumise à un régime de haute pression, les températures restant inférieures à celles régnant habituellement à ces profondeurs (cf A-3 : isogéothermes). Ces conditions de haute pression-basse température (HP-BT) entraînent la déshydratation de la croûte océanique qui s’accompagne d’une transformation, à l’état solide, des minéraux des métabasaltes et des métagabbros en de nouveaux minéraux = minéraux métamorphiques HP-BT. Document 17 Activité autocorrective n° 5 Diagramme P-T des domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques. D’après ce diagramme et compte tenu des conditions de température et de pression régnant au niveau de la croûte océanique subduite, indiquez quelles associations minéralogiques y seront successivement présentes au cours de sa plongée. Les métabasaltes et métagabbros de la croûte océanique en subduction subissent des transformations minéralogiques, qui libèrent de l’eau, conduisant à la formation de schistes bleus, puis d’éclogites. 158 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne Ainsi, au fur et à mesure que la pression augmente lors de la subduction : Réaction : plagioclase + chlorite + actinote Réaction : plagioclase glaucophane + eau jadéite + eau Les minéraux hydratés des métagabbros du faciès schistes verts se transforment en minéraux caractéristiques du faciès schistes bleus. Réaction : plagioclase + glaucophane grenat + jadéite + eau Il y a à nouveau déshydratation des minéraux des métagabbros du faciès schistes bleus qui se transforment en minéraux non hydratés caractéristiques du faciès éclogites. Bilan des transformations minéralogiques : Métagabbro océanique à chlorite et actinote (schistes verts) eau Métagabbro à glaucophane et jadéite (schistes bleus) eau Métagabbro à grenat et jadéite (éclogite) Profondeur Documents 18 - 19 Observation d’un échantillon et d’une lame mince au microscope polarisant en lumière polarisée et analysée d’une éclogite (voir encart couleur E25) Document 18 : Échantillon Document 19 : Lame mince Ces transformations minéralogiques conduisent à des roches plus denses que les basaltes et gabbros de la croûte océanique : d = 3,1 pour un schiste bleu, d = 3,5 pour une éclogite et d = 2,9 pour les basaltes et gabbros océaniques. Ces transformations métamorphiques ont une cinétique très lente et sont des processus dont les durées sont extrêmement longues à l’échelle des temps humains. Séquence 5-SN02 159 © Cned – Académie en ligne Document 20 Bilan : magmatisme et métamorphisme associé dans les zones de subduction (voir encart couleur E26) Arc magmatique (Cordillère) Lithosphère continentale SV = schistes verts SB = schistes bleus E = éclogites Eau provenant de la déshydratation de la croûte océanique � Fusion partielle du coin du manteau supérieur hydraté de la croûte continentale. � Accumulation des magmas basaltiques primaires issus de la fusion partielle du manteau supérieur. � Fusion partielle de la croûte continentale provoquée par la remontée des magmas basaltiques chauds (« remontée » des isothermes). � diapirs de magmas : leur cristallisation en profondeur est à l’origine des plutons de granitoïdes. � remontée des magmas en surface à l’origine des roches volcaniques (andésites, rhyolites). isothermes Cas d’une subduction d’une plaque océanique jeune (lithosphère peu épaisse, pendage faible) sous un continent [ex : plaque de Nazca sous plaque sud-américaine (Andes)]. 160 Séquence 5-SN02 © Cned – Académie en ligne
