TS- Thème n°1 : La convergence lithosphérique et ses effets Chapitre 1 - Convergence et subduction Introduction La terre est constituée d’enveloppes concentriques. La plus externe d’entre elle, rigide et épaisse d’une centaine de kilomètres est découpée en une douzaine de plaques majeures : appelées plaques lithosphériques. Ces dernières sont mobiles à la surface du globe à cause de la convection mantellique qui n’est autre que la conséquence de la déperdition de l’énergie interne du globe. Les mouvements des plaques les unes par rapport aux autres définissent trois types de frontières : 1- des frontières de divergence (dorsales océaniques- rift intra continentaux) 2- des frontières de coulissage (failles transformantes) 3- des frontières de convergence (zones de subduction, de collision) La convergence lithosphérique est caractérisée par : - le rapprochement de repères fixés aux plaques - la formation de reliefs - la disparition de surface lithosphérique La subduction est le phénomène d’enfoncement de la lithosphère océanique au sein du manteau. Elle peut affecter deux plaques océaniques entre elles ou une plaque continentale et une plaque océanique. Dans les deux cas, ces marges actives sont le siège de phénomènes géologiques spectaculaires. Quelles sont les caractéristiques et les conséquences des zones de subduction ? Quelles en sont les causes ? I- Les caractéristiques des zones de subduction • Activité d’appel - Exercice 3 page 233 - « Age de la croûte océanique » Q1- les couleurs utilisées permettent de mettre en évidence les deux types de marge existant à la surface de la Terre Quelles informations nous apporte la répartition des couleurs de part et d’autre de la dorsale médio-atlantique ? Que constate t’on au niveau de la dorsale Pacifique ? Q2- Quelles hypothèses peut on formuler pour expliquer l’absence de plancher océanique antérieur à 10 M.a. à l’Est de la dorsale Pacifique et pour expliquer le contact rouge/ bleu à l’Est de l’Asie Pb : Quelles sont les caractéristiques de ces deux zones de subduction ? • TP n°1 – Les caractéristiques des zones de subduction Notions : Présence de reliefs + : chaînes de montagnes, arcs volcaniques -de reliefs – : fosses -d’une activité magmatique importante -d’une activité sismique importante -d’une déformation tectonique -répartition particulière du flux de chaleur => marges actives A la différence des marges passives qui limitent un domaine océanique d’un domaine continental où il n’existe pas d’activités géologiques majeures, les zones de subduction sont marquées par des formations et des manifestations géologiques importantes : ce sont les marges actives. A- Une topographie particulière pages 212-213 Dans une marge active, la frontière des plaques est généralement marquée par la présence de reliefs négatifs et positifs : Les reliefs - ( au dessous du niveau de la mer ) correspondent aux fosses océaniques, étroites et de grande profondeur ( 11000 fosse des Mariannes ; 8000 m fosse du Pérou/Chili, la plaine abyssale se situe à –4000m) Les 4/5° des fosses sont localisées autour de l’océan Pacifique Le 1/5° restant correspond aux fosses de Java /Sumatra /Porto Ricco /Antilles / méditerranée Les reliefs + correspondent à des chaînes de montagnes appelées cordillères aux frontières océan/continent ou à des arcs magmatiques constitués d’un chapelet d’îles volcaniques (Philippines, Japon) On observe également parfois des bassins d’arrière arc (autres reliefs négatifs) La morphologie des zones de subduction est caractérisée par la juxtaposition des reliefs + et – dont le dénivelé total peut atteindre 15 Km B- Des manifestations géologiques importantes Les zones de subduction sont le lieu d’une activité sismique et volcanique importante. Le flux thermique y est inégalement distribué 1-Le volcanisme est caractérisé par la disposition des édifices volcaniques parallèlement à la marge et par des éruptions de type explosif très dévastatrices. 2-Les séismes sont nombreux et violents pages 216-217 La répartition des foyers des séismes en profondeur matérialise le plan de subduction appelé plan de Wadatti-Bénioff. Il indique l’orientation géographique du plongement de la plaque océanique dense et rigide sous un autre océan ou sous un continent. L’existence de séismes à foyers profonds témoigne de contraintes tectoniques qui peuvent atteindre 670 Km de profondeur ; ils sont moins dangereux que les séisme à foyers plus superficiel . Au-delà les roches se comportent de manière plastique. La pente du plan de Benioff est très variable de quelques degrés ( Pacifique -> Am du Sud avec séismes importants) à 60° ( Archipel des Vanuatu – absence de séismes ) -> Exercice 2 page 233 3-Le flux de chaleur pages 218 Il est normalement constant à la surface de la Terre (environ 80 W/m2). Au niveau des zones de subduction, il existe une double anomalie décelable en tomographie sismique : -le flux élevé (correspondant au ralentissement des ondes sismiques<-> milieu moins dense) -le flux faible (correspondant à une vitesse plus élevée) associée à la fosse s’explique par l’enfoncement de la lithosphère océanique froide. Celui-ci étant rapide, le rééquilibrage thermique au contact de l’asthénosphère ne se fait pas, la plaque subduite reste froide gênant l’évacuation de chaleur vers le surface. -> Exercice 1 page 232 La tomographie sismique permet en outre : -de visualiser l’angle de plongement des plaques -de repérer les panneaux froids plongeants jusqu’à 670 Km pour certains ( base de l’asthénosphère) et jusqu’à 2900 Km pour les autres ( base du manteau inférieur ) Ref 1°S => la convection mantellique s’effectuant à 1 ou 2 niveaux A- Les déformations tectoniques pages 214-215 L’affrontement de deux plaques lithosphériques convergentes est à l’origine de la formation de plis pour les matériaux les moins rigides et de failles, essentiellement inverses, caractéristiques d’un raccourcissement et d’un épaississement. Au niveau des chaînes de montagnes, l’axe des plis et le plan de failles observés sont parallèles à la fosse océanique. Au niveau de certaines zones de subduction, on observe une formation sédimentaire plissée et faillée appelée prisme d’accrétion contre la plaque chevauchante. Ce prisme correspond à l’accumulation en surface des sédiments de la plaque océanique plongeante (qui est rabotée par la plaque chevauchante) -> Exercice 4 page 234 « La Barbade » Quel est le moteur de la subduction ?Comment explique t’on les deux types de subduction observés ? II- Le mécanisme de la subduction • Exercice 3 page 233 Pb : comment peut on expliquer les types de subduction observés au niveau de la marge active du Pérou/Chili d’une part et au niveau des Mariannes d’autre part ? Mettez en relation les doc de l’exercice et les constructions des plans de Bénioff dans ces deux zones afin de formuler une hypothèse répondant au problème • Découvrir l’importance de la densité - page 219 – Calculez les densités d2 à d5 « De façon habituelle, un objet chauffé se dilate et un objet refroidi se contracte. Les roches en s’éloignant de la dorsale se refroidissent par conduction, d’abord très rapidement puis plus lentement. La lithosphère se refroidit et par conséquent s’alourdit proportionnellement à la racine de son âge. L’épaisseur de la lithosphère océanique peut-être calculée grâce à la formule e= 9.5 t avec e : l’épaisseur en Km et t en M.a. » La lithosphère océanique en s’éloignant de la dorsale se refroidit, s’hydrate, s’épaissit, s’enfonce. En se refroidissant, la lithosphère océanique se contracte et devient plus dense. Elle a alors tendance à s’enfoncer (subsidence thermique). En s’éloignant la lithosphère incorpore du manteau asthénosphérique sous-jacent. Son épaisseur passe alors de quelques kilomètres à 100Km environ. N.B. : Comparaison possible avec un lac gelé ; plus il fait froid , plus l’épaisseur de la glace augmente( comportement plus cassant de l’eau figée ) A 30 M.a. la lithosphère a atteint une densité égale à l’asthénosphère. Cette dernière oppose cependant une très grande résistance à l’enfoncement. On ne retrouve jamais de lithosphère océanique plus âgée que 180 M.a.. Elle s’enfonce naturellement en plongeant littéralement sous la plaque chevauchante dès que la résistance est rompue. On parle de subduction spontanée. Certaines lithosphères jeunes peuvent cependant entrer en subduction forcée lorsqu’elles sont soumises à une tectonique de convergence. L’angle de plongement est alors moins important que dans la premier cas. Le plongement des plaques océaniques explique les fosses observées et les séismes résultant des frictions. Mais comment ce modèle de la subduction permet il d’expliquer le volcanisme observé ? III- Le magmatisme des zones de subduction Les zones de subduction sont souvent le siège d’une importante activité magmatique. A- Les roches caractéristiques des zones de subduction pages 220-221 • TP n°2 : Roches associées aux zones de subduction et origine des roches magmatiques Notions : Diversité des roches magmatiques Evolution des roches de la lithosphère plongeante- Métamorphisme Origine du magma Au niveau des chaînes de montagnes et des arcs insulaires coexistent des roches volcaniques et des roches plutoniques. Les roches volcaniques les plus abondantes sont les andésites (riches en feldspaths plagioclases, amphibole, biotite) et les rhyolites ( riches en Q, Felds. K et plagio et biotite ) Elles ont une structure microlitique, elles cristallisent rapidement en surface à la suite d’une éruption. Ces roches sont peu denses car poreuses ( gaz-vapeur d’eau ) Les roches plutoniques les plus représentées sont les diorites de même composition chimique que les andésites, mais elles sont de structure grenue et les granodioirites, équivalent- des dacites volcaniques (riches en Q, F.K, plagio et amphiboles) Elles ont une structure grenue, elles cristallisent lentement en profondeur et n’apparaissent en surface qu’après érosion. Le magma qui leur donne naissance est le même que celui qui est à l’origine des roches volcaniques ; cependant il s’élève lentement sous forme de diapirs jusqu’à ce que son refroidissement le rende aussi dense que les roches encaissantes. Les plutons ne progressent plus. La formation des granitoïdes, caractéristique de la croûte continentale, est donc liée au mécanisme de la subduction Ces roches magmatiques des zones de subduction diffèrent des roches des dorsales par leur teneur plus importante en alcalins (Na/K) , en Ca, en silicium et leurs minéraux sont plus hydratés Comment se forment ces roches magmatiques ? B- L’origine des magmas page 223 Rappels 1S : Au niveau des dorsales océaniques, les péridotites du manteau fondent par décompression adiabatique. Dans les zones de subduction, la fusion partielle (dans un contexte d’une augmentation, de pression) est due à une hydratation qui permet d’abaisser le point de fusion des péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante. Elle intervient dès 1000°c N.B. : Le magma riche en minéraux hydratés peut incorporer des éléments de la croûte. Cette contamination est à l’origine des roches différenciées (rhyolites plus acides) Quelle est l’origine de l’eau ? C- L’origine de l’hydratation de la plaque chevauchante page 225 La croûte océanique engagée dans la subduction est très hydratée ( cf 1°S hydrothermalisme de la lithosphère océanique) Avec l’augmentation de pression, les basaltes et gabbros se transforment - en métabasaltes et métagabbros à glaucophane autrement dit en schistes bleus caractérisés par une amphibole bleue : le glaucophane (minéral hydraté) - puis en éclogites, caractérisés par un pyroxène : la jadéite et par le grenat A 60 km de profondeur, les modifications minéralogiques s’accompagnent d’une libération d’eau qui percole dans le manteau de la plaque chevauchante. Lors de la subduction, les nouvelles conditions de Pression et de Température sont à l’origine de transformations minéralogiques, à l’état solide correspondant au METAMORPHISME. Feldspath plagio et pyroxène (du métagabbro) réagissent entre eux à partir de 30 km de profondeur pour laisser apparaître du glaucophane, sous forme d’auréole (autour du pyroxène) Ces nouveaux minéraux sont stables dans un domaine Pression/Température correspondant à un faciès. L’ensemble des conditions P/T permettant la stabilité du glaucophane correspond au faciès Schiste Bleu N.B. : lorsque l’angle de plongée de la plaque est faible alors, les pressions atteintes ne sont pas suffisantes pour permettre ces modifications, l’eau n’est pas libérée et le magma ne se forme pas. Conclusion Au niveau des marges actives, la lithosphère océanique disparaît. Elle plonge dans le manteau en provoquant des séismes et en laissant apparaître des reliefs négatifs : les fosses et des déformations tectoniques : plissements, prismes d’accrétion. La déshydratation de la plaque subduite par métamorphisme provoque une fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Le magma formé migre vers la surface soit rapidement et donne alors naissance à un volcanisme de type explosif, soit lentement en formant des plutons de granitoïdes ; de la croûte continentale est ainsi créée. CSI-NP