Chapitre 2 - Document sans
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La convergence lithosphérique et ses effets Introduction Le globe terrestre est formé de plusieurs couches concentriques (doc 1). Dans les couches les plus externes, la croûte forme une unité rigide avec la partie la plus superficielle du manteau supérieur : la lithosphère. Celle ci repose sur une structure plus chaude et plus visqueuse : l’asthénosphère. La lithosphère est morcelée en plaques tectoniques qui se meuvent les une par rapport aux autres (doc 2). Les mouvements d’extension ont lieu principalement au niveau des dorsales ou réside un fort flux thermique témoin d’une création de roches par remontée de magma (doc 3). De la lithosphère se forme donc en permanence au niveau des rifts, ainsi pour que le système soit stable, des zones de disparition et de raccourcissement de la lithosphère existent. Problème : quelles convergence ? sont les caractéristiques Plan : 1- La convergence et la subduction 2- La convergence et la collision de ces zones de I) Les zones de subduction sont des zones de convergence où de la lithosphère océanique disparaît : 1) Les zones de subduction sont des zones à fort relief, à activité sismique et volcanique importantes … : Une zone de subduction correspond à une marge active, soit une frontière de convergence entre une plaque formée d’une lithosphère océanique et une plaque comprenant une lithosphère continentale (cas de la subduction andine) ou une lithosphère océanique (cas de la subduction est pacifique) Une zone de subduction, soit une marge active est donc caractérisée par le plongement d’une lithosphère océanique et elle s’accompagne de : - La présence de reliefs particuliers positifs (chaînes de montagnes, arc volcanique, prisme d’accrétion) et négatifs (fosse). - D’une importante activité sismique où les séismes ont une profondeur qui augmente lorsque l’on s’éloigne de la zone d’affrontement et leur foyer sont répartis suivant un plan : le plan de Bénioff. - Une répartition particulière du flux thermique : important au niveau du relief positif (on parle d’anomalie positive), il est lié à une activité magmatique intense ; faible au niveau du relief négatif (on parle d’anomalie négative ), il correspond au plongement de la lithosphère océanique froide dans l’asthénosphère. -Une activité magmatique importante. Les zones de subduction sont le siège d'une importante activité magmatique caractéristique : volcanisme, mise en place de granitoïdes. - Une déformation lithosphérique importante au niveau de la lithosphère susjacente. On trouve des failles, des plis … Document 4 : La disparition de la lithosphère océanique sous une lithosphère adjacente où sus jacente a été démontrée en étudiant la répartition des foyers sismiques au niveau de ces zones. En effet les séismes qui correspondent à des libérations brutales d’énergie son dus à des contraintes exercées sur des parties cassantes des enveloppes terrestres, or ces parties cassantes ne concernent que les 100 premiers km de la lithosphère Document 5 : Zone cassante Zone ductile Ainsi pour expliquer l’existence de foyers de séismes à 500 km de profondeur il faut admettre que la zone cassante plonge sous la lithosphère adjacente. Les séismes se répartissent suivant un plan : le plan de Bénioff qui est interprété comme étant l’image de la lithosphère plongeante. La répartition du flux thermique est aussi une preuve du plongement du matériel froid de la lithosphère océanique. Nb : Le pendage de ce plan est variable suivant les zones considérées, il est très faible dans les Andes, fort au niveau des Kermadec et très fort au niveau des Mariannes (enregistrements sismolog) Problème : Quel est le moteur de cette subduction ? 2) Le plongement de la lithosphère océanique est le principal moteur de la subduction : L'évolution de la lithosphère océanique qui s'éloigne de la dorsale s'accompagne d'une augmentation de sa densité. En effet, au fur et à mesure que la lithosphère vieillit, elle refroidit et s’épaissit ce qui se traduit par une baisse du flux thermique et une augmentation de la profondeur du plancher océanique. A partir d’un certain âge (environ 30 Ma) la densité de la lithosphère est telle qu’elle dépasse la densité de l'asthénosphère ; cette différence de densité fait que la plaque océanique plonge inexorablement sous la plaque adjacente plus jeune ou moins dense qu’elle. Ce plongement est l'un des principaux moteurs de la subduction. Plus la lithosphère plongeante est vieille et plus elle plongera facilement et rapidement. La différence d’âge des 2 lithosphères plongeantes au niveau des subductions andines et des iles Kermadec se traduit par les différences de caractéristiques (pendage du plan de Bénioff, présence d’une zone distensive/ figures de compression) observées au niveau des 2 zones dans le Thème 1 Document 6 : 3) La subduction s’accompagne de transformations minéralogiques : Le métamorphisme : le long du plan de Bénioff, les roches de la lithosphère océanique sont soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se déshydratent. Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent (le grenat, la jadéite, le glaucophane), ainsi donc que des roches métamorphiques (schistes bleus et éclogites). Document 7 : composition minéralogique de différentes roches d’après Bordas TS Chaque association minéralogique et donc chaque roche est caractéristique de conditions de température et de pression qui correspondent à leur domaine de stabilité. Les modifications minéralogiques s’accompagnent d’une augmentation de la densité ce qui renforce le plongement et elles se font sans modifications de la composition chimique globale. Document 8 : les domaines de stabilité du métamorphisme = schistes bleus = éclogite Le magmatisme : le magma des zones de subduction provient de la fusion partielle des péridotites au-dessus du plan de Bénioff, cette fusion est due à l'hydratation du manteau qui abaisse la température de fusion (ce qui se traduit par un déplacement du solidus). L'eau provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le magma formé est un magma mixte qui en se refroidissant donne des roches telles que l’andésite (en surface) et la granodiorite (en profondeur). Document 9 : La formation du magma andésitique II) La collision continentale est l’affrontement final de deux lithosphères continentales. Une collision est l’ultime étape d’un mouvement de convergence engendré par une subduction. Elle correspond à un affrontement de deux lithosphères continentales. 1) Des roches magmatiques et métamorphiques témoignent du passé océanique de la zone de collision : Les témoins « rocheux » Les roches magmatiques Dans les chaînes de collision on retrouve à plusieurs milliers de km d’altitude, des roches magmatiques présentes normalement au niveau du plancher océanique (basaltes en coussin, gabbro et péridotites). Leur présence témoigne de l’existence passée d’une lithosphère océanique (donc d’une période d’extension) entre les 2 masses continentales entrées en collision. Ces roches sont réparties dans les ophiolites. Les roches sédimentaires Dans les chaînes de collision plusieurs centaines de mètres de sédiments marins sont présents à des altitudes non conformes à leur lieu de formation. Les roches métamorphiques Au niveau des ophiolites, on trouve aussi des témoins d’une ancienne subduction (andésites, schistes bleus ...) à l’origine du mouvement de convergence entre les deux lithosphères continentales. Document 10 : les formations du Chenaillet Les témoins tectoniques Des témoins d’une divergence passée sont aussi observables au niveau de certaines déformations tectoniques comme les blocs basculés que l’on retrouve au départ au niveau des marges passives. 2) La zone de collision est une zone de raccourcissement et d’épaississement crustal : Dans les chaînes de collision des déformations ductiles (plis) et cassantes (failles inverse, nappes de charriage) sont les témoins d’un raccourcissement crustal. Document 11 : Quelques exemples de déformations compressives Ce raccourcissement s’accompagne d’un épaississement de la lithosphère qui est observable grâce à la réalisation de profils sismiques. Ces profils sismiques mettent aussi en évidence de grandes discontinuités dans la lithosphère et c’est ainsi qu’il a été défini que les zones de collision correspondent à des séries de chevauchements de lambeaux lithosphériques. Document 12 : profil sismique alpin et son schéma interprétatif ( d’après Hatier) Les chaînes de collision sont le lieu d’un important métamorphisme, différent de celui qui a lieu au niveau d’une zone de subduction. Il s’agit d’un métamorphisme de haute pression. Nb- Lorsque la collision est en phase terminale, les forces de convergences deviennent inférieures aux forces liées au poids et à la résistance de la lithosphère, la lithosphère se fracture alors et cette décompression permet la formation de roches granitiques en profondeur. Conclusion : La Terre apparaît à notre échelle de temps comme quelque chose de stable et de figé, pourtant il a été démontré depuis quelques années que notre écorce terrestre est en perpétuel mouvement, elle se créée au niveau des dorsales et disparaît ou se transforme au niveau des zones de subduction et de collision. Elle a donc été sans cesse remaniée depuis 4.5 Ga, entraînant en permanence de la variabilité des paysages au cours du temps.
