Thème 1A : Le domaine continental et sa dynamique

Chapitre 2 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE ET SES EFFETS.

1- La croûte océanique disparaît au niveau des zones de subduction

Au voisinage des fosses océaniques, on observe uneforte activité sismique. La profondeur des foyers sismiques augmente avec ladistance à la fosse océanique. Ces foyers sont répartis selon un plan incliné: le plan de Wadati-Bénioff.

Au voisinage des fosses océaniques, la tomographie sismique permet de mettre en évidence la plongée d'un matériel froid en profondeurCette plongée de matériaux froids et cassants soumis à de fortes contraintes expliquent les séismes observés le long du plan de Wadati-Benioff

Ces observations permettent de déterminer que la lithosphère océanique froide et rigide s’enfoncedans l’asthénosphère ductile au niveau des zones de subduction. La fosse océanique résulte de l'inflexion de la lithosphère océanique qui plonge dans l'asthénosphère sous une lithosphère sus-jacente (océanique ou continentale). C'est une subduction

2- Le déclenchement de la subduction

6 doc. 1a p. 154 (La différence entre le profil topographique de la dorsale atlantique et la dorsale pacifique est liée à la différence de vitesse d'ouverture)

Lorsqu'on s'éloigne de l'axe de la dorsale Atlantique ou Pacifique, c’est-à-dire lorsque la lithosphère océanique vieillit, la profondeur des océans augmente. Il y a subsidence du plancher océanique ce qui montre que la densité de la lithosphère augmente.

7 doc. 1b p. 154

le flux géothermique est élevé au niveau des dorsales et diminue lorsqu'on s'en éloigne. Cette baisse du flux géothermique varie selon les dorsales et peut être mis en lien avec la subsidence du plancher océanique.

Cette baisse du flux géothermique s'accompagne d'un approfondissement de l’ensemble des isothermes ce qui traduit un refroidissement de la lithosphère océanique au cours du temps.

La limite lithosphère / asthénosphère correspond à l'isotherme 1300°C. Par conséquent, le vieillissement et le refroidissement de la lithosphère océanique au cours du temps entraînent un épaississement de cette lithosphère et la subsidence occasionnée est d’origine thermique (principe d'isostasie – modèle de Pratt)

9 doc 2a p. 155Vitesse de la dorsale de l'atlantique nord : 3cm.an-1

la dorsale médio-atlantique est à 2500 km du domaine continental. La lithosphère océanique aurait du plonger il y a 40 Ma car sa densité était déjà supérieure à celle de l’asthénosphère. Elle ne plonge pas car elle est soutenue : par la lithosphère plus jeune et donc moinsdense côté océan, côté continent parla lithosphère continentale peu dense.

En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique s’hydrate et se refroidit. On observe un abaissement de l’isotherme 1300°C, et la lithosphère s'épaissit au dépend du manteau. Ceci entraîne une augmentation de sa densité globale au-delà d'un seuil d'équilibre. Quandla densité de la lithosphère devient supérieure à celle de l'asthénosphère, cela explique son plongement en profondeur.Ainsi, l'âge de la lithosphère océanique n'excède donc pas 200 Ma.

NB : l'action de l'eau entraîne un métamorphisme hydrothermal modifiant la minéralogie et augmentant la densité de la lithosphère océanique

Doc. 1 et 2 p.156 : interpréter les documents pour montrer que la subduction est un moteur du mouvement des plaques lithosphériques

12 doc. 1a p.156

Les plaques rapides : Pacifique, Nazca, Coco, Philippine (vitesse de déplacement supérieure à 5cm/an) ont aussi le plus grand pourcentage de frontière en subduction (plus de 20%) et inversement pour les plaques lentes : nord américaine, eurasie (vitesse inférieure à 5 cm/an) qui ont moins de 5% de leur frontière en subduction. Il existe donc une relation entre la vitesse de déplacement d'une plaque et le pourcentage de frontière en subduction de cette plaque

13 doc. 2 p.156

Les zones de subduction sont des zones de sismicité importante (comportement cassant de la lithosphère). L'étude des mécanismes aux foyers met en évidence les différentes contraintes s'exerçant au sein des plaques lithosphériques.Sous l'arc volcanique, les séismes sont liés des contraintes exercées par la remontée des magmas. Au contact entre les deux plaques lithosphériques, les séismes sont dus à des mouvement en coulissement (cisaillement) ou en compression.

À l'intérieur même de la plaque plongeante, Les séismes sont dus à un mouvement d'extension comme si la plaque était tractée en profondeur. La densité de la lithosphère océanique (supérieure à celle de l'asthénosphère) entretient la subduction. C'est le poids de la plaque plongeante qui exerce une force de traction sur l'ensemble de la lithosphère océanique.

14 doc. 3 p.156

La tectonique des plaques est une conséquence du refroidissement de la planète. Les mouvements de convection dans le manteau permettent une bonne évacuation de la chaleur par mise en mouvement de la matière.

3- Volcanisme de subduction est un volcanisme explosif

Le volcanisme consiste en l’émission de laves, de gaz et de projections plus ou moins importantes à la surface de la lithosphère, lesquelles témoignent de la remontée vers la surface de magmas formés en profondeur.

Les dorsales océaniques et le volcanisme des points chauds correspondent à un volcanisme effusif avec prédominance d’écoulement de laves.Les dorsales sont le siège d’une production importante de magma basaltique de l’ordre de 20 km3 par an qui procure de nouveaux matériaux à la croûte océanique.

Doc 1 p. 172Doc. 2 p. 173

Les zones de subduction caractérisent les marges actives des plaques tectoniques. Les marges actives sont le siège d’une forte séismicité associée à un volcanisme de type explosif (ex : Montagne Pelée, Pinatubo, Java, Antilles …).C’est en particulier le cas du volcanisme de la « ceinture de feu » du Pacifique. Ces volcans sont très étudiés car ce sont les plus dangereux.

Caractéristiques des volcans explosifs :

• magma (en profondeur) / lave (à la surface) très visqueuse et riche en gaz.• explosions (difficulté des gaz à sortir – augmentation de pression)• coulées pyroclastiques et des nuées ardentes : mélange de débris de taille variables,

de cendres et de gaz à haute température et se propageant à grande vitesse (jusqu'à 500 km/h)

• La phase paroxysmique est souvent suivi de la formation d'un dôme (lave qui ne s'écoule pas) qui peut être détruit au cours d'un nouveau cycle explosif

La teneur en silice SiO2 des magmas est le plus fréquemment comprise entre 45% et 65%. Lesmagmas à 45% sont dits pauvres en silice et les magmas à 65% sont dits riches en silice.C’est cette teneur en silice qui détermine la viscosité du magma, c’est-à-dire la résistanceà l’écoulement : Plus un magma est riche en silice, plus il est visqueux et inversement.

4- subduction et accrétion continentale

TP le volcanisme explosif

La composition chimique et minéralogique des andésites et de la diorite sont identiques : Ces deux roches sont issues du refroidissement d'un même magma

Andésite à l'oeil nuAndésite au microscope polarisant

(lumière polarisée et analysée - X100)

Les andésites sont des roches volcaniques. Leur structure microlitique indique qu’elles sont issues d’un magma qui a refroidit rapidement en surface à la suite d’une éruption.Les minéraux (phénocristaux et microlithes) se sont formés au cours de la remontée, à l'intérieur des chambres magmatiques. Ces minéraux se trouvent dans une pâte non cristallisé (elle ne dévie pas la lumière et apparaît noire à la lumière polarisée et analysée). Cette pâte correspond àun refroidissement très rapide en surface

Diorite à l'oeil nu Diorite au microscope polarisant(lumière polarisée et analysée – X100)

Schéma d'interprétation d'une Diorite au microscope polarisantA : amphibole – B : biotiteP : plagioclase

Cependant, un magma peut interrompre sa remontée et s’immobiliser en profondeur, il forme alors un diapir : une grosse bulle de magma. Le refroidissement est alors plus progressif, les minéraux ont alors le temps de cristalliser et donne alors une structure grenue.Cette roche forme alors un pluton granitique que l’érosion dégage au cours du temps, on parle alors de roches plutoniques

différentiation dans une chambre magmatiques cristallisation fractionnée et composition dedifférentes roches magmatique

la présence d'un magma andésitique dans une chambre magmatique entraine une cristallisation des minéraux dans un ordre bien défini : on parle de cristallisation fractionnée.Les premiers minéraux à cristalliser seront les pyroxènes et les amphiboles puis les autres minéraux caractéristiques de la diorite (roche ignée A) si le magma reste dans la chambre (F plagioclases, biotite et quartz).Si le magma remonte avant cristallisation complète, alors ce magma aura une composition différente de celle du magma initial, plus riche en silice du type rhyolitique.

La vitesse de refroidissement d'un même magma, rapide ou lente suivant s'il a lieu en surface ou en profondeur , entraîne l'existence de couples de roches grenue ou microlithique de même composition chimique.Pour un même magma initial, on peut obtenir des roches de composition minéralogique différentes selon l'évolution de la cristallisation fractionnée de ce magma en profondeur.

Doc 2a p. 179

Une faible fraction des magmas (environ 15%) arrive en surface (volcanisme) et donne des roches volcaniques (essentiellement des andésite, moins riche en Si et moins visqueuse). La plus grande partie des magmas cristallise en profondeur (plutonisme) et donne des roches à structure grenue de type granitoïde (Granite et surtout granodiorite sont les granitoïdes les plus fréquentes, le magma riche en silice sont trop visqueux pour remonter en surface).

Les zones de subduction sont responsables d'un apport de nouveau matériel mantellique àla croûte continentale. C'est une accrétion continentaleComme la croûte océanique est produite au niveau des dorsales, la croûte continentale est, elle, fabriquée au niveau des zones de subduction.

5- La formation du magma dans les zones de subduction

Il existe une double anomalie thermique au niveau des zones de subduction :- Une anomalie négative due à la plongée de la croûte (froide) en profondeur- Une anomalie positive due au volcanisme de subduction et à la remontée du magma vers la surface

Composition minérale et chimique de différentes roches magmatiques

Les minéraux ferromagnésiens les plus fréquents dans ces roches (amphiboles et micas) sont hydratés ou hydroxylés. Cette richesse en eau suggère la présence d’eau dans le magma à l’origine de leur formation.

27 Doc. 1b p.176

L’eau va alors hydrater les péridotites anhydres du manteau lithosphériquecontinental. Cette hydratation fait baisser le point de fusion de la péridotite (solidushydraté). La fusion de la péridotite est partielle et produit un magma andésitique ourhyolitique.

28 Doc. 1a p.176

L'inclinaison du plan de Bénioff est directement lié à l'age de la lithosphère, c'est à dire à la densité de la lithosphère océanique.Quelque soit l'inclinaison du plan de Bénioff, la fusion partielle se produit à environ 100km de profondeur, sous les volcans. Le magma produit est moins dense que le manteau et va remonter vers la surface.

Les conditions de pression et de température sont peu propices à la fusiondes roches. En effet, la lithosphère océanique plongeante est froide et se réchauffe par conduction (lent). De plus le plongement de la LO induit plutôt une augmentation de profondeur des roches, ce qui est également incompatible avec la fusion.

Le magma a pour origine une fusion des matériaux de la lithosphère chevauchante, au-dessus du plan de Bénioff. Cette fusion est due à une hydratation qui a pour effet d'abaisser le solidus de la péridotite permettant la fusion partielle du manteau lithosphérique.

6- Origine de l'hydratation de la plaque chevauchante

L'hydratation et le refroidissement de la croûte océanique entraîne une modification des conditions dans lesquelles se situent les roches de la croûte océanique. Les basaltes et les grabbros de la croûte océanique ne sont plus dans l'équilibre existant lors de leur formation, ils vont alors subir un métamorphisme

Métamorphisme : modification de la structure et de la composition d’une roche par unemodification des conditions de pression et de température à l’état solide. On appelle métagabbro,un gabbro subissant un métamorphisme

Schéma bilan sur l'origine de l'eau de la fusion partielle des péridotite

gabbro schiste vert schiste bleu éclogite

conditions d'équilibre des associations minérales de la croûte océanique

Le refroidissement progressif et l'hydratation des roches du plancher océanique entraîne un métamorphisme hydrothermal qui induit, dans un premier temps, la formation les minéraux hydratés (hornblende, chlorite, actinote : minéraux présentant des groupements hydroxyle OH) : faciès des métagabbros à hornblende puis faciès des schistes verts

Puis l’augmentation continue de profondeur et de pression liée à la subduction contribue àla mise en place d'un métamorphisme HP / BT qui aboutit à la formation de minéraux déshydratés (glaucophane des F. Schiste Bleus et Grenat des Eclogites). Ce métamorphisme expulse de l’eau dans le manteau lithosphérique de la plaque continentaleet cette eau abaisse le solidus du manteau et entraîne sa fusion partielle

NB :

tableau densité roche de la croute océanique

Les modification métamorphique du plancher océanique a pour conséquence une augmentation de la croûte et joue un rôle non négligeable dans la subsidence du plancher et dans la plongée (traction) de la lithosphère océanique