Chapitre 2 : La dynamique de la lithosphère

Comment caractériser la dynamique de la lithosphère ?

I. La mobilité horizontale de la lithosphère (séance 04)A. Identifier les limites de plaques

La répartition des séismes s'explique par la présence de plaques lithosphériquesrigides, dont le mouvement produit des fractures aux frontières entre plaques.Les dorsales sont des frontières de plaques divergentes. Elles se manifestentnotamment par un fort flux géothermique.Les chaînes de montagnes et les fosses océaniques sont des frontièresconvergentes qui se caractérisent par :

- des foyers sismiques disposés le long d'un plan.- un flux géothermique fort au niveau de l'arc volcanique et faible en amont.

Source : Hachette 1ère Spé

B. Mesurer les déplacements actuelsGrâce à des satellites (notamment le système GPS ou Global Positioning System), ilest possible de positionner précisement, des stations réparties au sol sur l'ensemblede la planète. L'étude de la position d'une station sur plusieurs années permet dedéterminer le sens et la vitesse du déplacement de la plaque sur laquelle elle setrouve. Les mesures effectuées par GPS indiquent un déplacement des plaques del'ordre de quelques cm par an.

C. Mesurer les déplacements passésLes alignements volcaniques résultent du déplacement d'une plaque océanique au-dessus d'un point chaud, considéré fixe. La datation des volcans et leur positionpermettent de reconstituer le sens et la vitesse de déplacement de cette plaque.La datation des roches de la croûte océanique et leur position par rapport à l'axe de ladorsale permet de déterminer la vitesse d'accrétion des plaques océaniques. Deuxapproches permettent cette datation :

- l'âge des sédiments océaniques au contact du basalte.- les anomalies magnétiques enregistrées par les basaltes permettent dedéterminer leur âge.

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LES LIMITES DE PLAQUES

Comment se met en place et évolue la lithosphère océanique ?

II. La dynamique des zones de divergence (séance 05)A. Deux types de dorsales

Sous les dorsales rapides, l'ascension des péridotites fait diminuer la pression à la-quelle elles sont soumises. Cette décompression entraîne sa fusion partielle, puis saremontée et la formation d’une croûte océanique constituée de gabbros, surmontésde basaltes en filons et en coussins.Au niveau des dorsales lentes, de grandes failles de décrochement entraînent l'exhu-mation du manteau constitué de péridotites.

Source : Nathan 1ère Spé Source : Nathan 1ère Spé

B. La maturation physique de la lithosphère océaniqueEn s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et se transforme. Enraison de l'augmentation de la profondeur de l'isotherme 1300°C (limite entre l'asthé-nosphère et la lithosphère), elle s'épaissit.Bien que la densité des roches superficielles diminue (d = 2,9), la densité globale dela lithosphère augmente par ajout de manteau lithosphérique dense (d = 3,3). La litho-sphère s'enfonce alors dans l'asthénosphère de densité plus faible (d = 3,25).

C. L'hydratation de la lithosphère océaniqueL'eau de mer circulant dans la lithosphère entraîne des modifications de la composi-tion minéralogique des roches de la croûte et du manteau : le gabbro se métamor-phise en gabbro à hornblende et la péridotite en serpentinite.

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DEUX TYPES DE DORSALES

Quels sont les processus mis en jeux lors d’une subduction ?

III. Les zones de subduction (séance 06)A. La disparition de la lithosphère océanique

Au niveau des zones de subduction, une lithosphère océanique plonge dans l’asthéno-sphère. Cette zone est caractérisée par une fosse océanique et une répartition desfoyers sismiques jusqu'à 700 km de profondeur, le long du plan de Wadati-Benioff,qui matérialise la plaque plongeante.Cette région présente un très faible flux géothermique au niveau de la fosse, en rai-son du plongement d'une lithosphère froide, et un fort flux au niveau de l'arc volca-nique.

B. Le magmatisme des zones de subductionLes zones de subduction sont le siège d'un important magmatisme. Celui-ci est ca-ractérisé en surface par un dynamisme explosif, associé à l'émission de laves vis-queuses, riches en silice et en gaz. Il s'accompagne de la formation de roches volca-niques (andésite et rhyolite).En profondeur, le magmatisme aboutit à la formation de roches plutoniques (dioriteet granite).

C. La formation du magmaLes minéraux des roches magmatiques de subduction sont hydratés. En outre, les to-mographies sismiques montrent que la source du magma est le manteau péridoti-tique situé entre 80 et 150 km au dessus du plan de Wadati-Benioff.En s'enfonçant dans le manteau, la lithosphère océanique hydratée est placée dansdes conditions de pression et de température telles que les associations minéraleschangent et libèrent de l'eau. Cette eau migre dans le manteau et l'hydrate. Cette hy-dratation rend possible la fusion partielle des péridotites.

Source : Nathan 1ère Spé

D. La subduction entraîne des mouvements mantelliquesAprès sa mise en place, la densité de la lithosphère augmente car elle s’hydrate et serefroidit. Après que la densité de la lithosphère a dépassé celle de l'asthénosphère, lalithosphère finit par s'enfoncer. Ce plongement exerce une force de traction sur toutela plaque. Ces mouvements descendants participent à la mise en place des mouve-ments ascendants : le manteau est ainsi le siège de mouvements de convection.

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SUBDUCTION ET ROCHES

MAGMATIQUES

Quels sont les indices marqueurs d’une collision ?

IV. Les zones de collision (séance 07)A. Des indices sur le terrain

La compression de roches rigides provoque leur cassure le long failles inverses.Cela entraîne le chevauchement de compartiments rocheux les uns au-dessus desautres. Les plis sont issus de la compression de roches plus ductiles, donc plus enprofondeur.Les nappes de charriage sont de vastes structures géologiques, longs de plusieurskilomètres, qui se sont déplacées lentement en glissant sur d'autres roches.

B. Des indices géophysiquesEn profondeur, des déformations sont observables grâce aux études géophysiques.Ces études montrent que dans une chaîne de montagnes, le Moho est plus profond etdonc que la croûte s'épaissit en profondeur. Cet épaississement est lié à la superposi-tion d'écailles de croûtes les unes sur les autres. Cela conduit à la mise en place d'uneracine crustale.La collision peut aboutir, dans certains cas, au passage d'une des deux lithosphèrescontinentale sous l'autre.

Source : Belin 1ère Spé

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UNE ZONE DE COLLISION