Convergence et subduction La convergence lithosphérique et ses effets Chapitre 1 Convergence et subduction

I. Caractéristiques des zones de subduction

1. Morphologie : des reliefs particuliers

1. Morphologie : des reliefs particuliers

1. Morphologie : des reliefs particuliers

1. Morphologie : des déformations importantes

2. Evénements : un volcanisme explosif ETNA Montagne Pelée

2. Evénements : un volcanisme explosif KRAKATAU

2. Evénements : un volcanisme explosif KRAKATAU

2. Evénements : des séismes violents

2. Evénements : des séismes violents Les foyers sismiques sont répartis sur une surface dont la profondeur augmente avec la distance à la fosse : le plan de Wadati-Bénioff.

2. Evénements : des séismes violents Les foyers sismiques sont répartis sur une surface dont la profondeur augmente avec la distance à la fosse : le plan de Wadati-Bénioff. Or, foyers des séismes sont toujours situés dans la lithosphère (rigide)  La lithosphère océanique plongerait donc dans l’asthénosphère…

Cette hypothèse a été confirmée par la tomographie sismique qui montre que la vitesse des ondes est anormalement élevée au niveau de cette surface plongeante  ceci traduit une densité élevée de cette zone

3. La double anomalie du flux thermique

Zone de subduction = zone de convergence de 2 plaques lithosphériques de densité  : la LO, plus dense, s’enfonce dans le manteau sous une plaque moins dense, ce qui  mise en place de reliefs suite au raccourcissement + épaississement de la croûte. On distingue la subduction océan-continent, où LO plonge sous LC (ex. Andes) et la subduction océan-océan où LO plonge sous une autre LO (ex. Antilles, Mariannes). La marge active constituée par le raccordement des 2 plaques est caractérisée par des manifestations volcaniques et sismiques intenses. La distribution géométriques des foyers des séismes selon le plan de Wadati-Bénioff matérialise le plongement d’une portion rigide de LO à l’intérieur du MA + chaud et + ductile. Ceci est confirmé par les données de la tomographie sismique, et par la double anomalie présentée par le flux de chaleur : le panneau litho subduit est dense et froid, donc : d’une part il accélère la v(ondes) - d’autre part il s’enfonce à une vitesse trop importante pour qu’il puisse atteindre l’équilibre thermique avec son environnement, ce qui explique un flux faible à l’aplomb de la fosse. Le flux élevé au niveau de l’arc volcanique reflète l’ascension et l’accumulation de magmas à la base de la croûte de la plaque chevauchante.

II. Le moteur de la subduction

Epaisseur de la lithosphère Océanique (en Km) e = 9.5√t 13.4 36.8 47.5 Age de la lithosphère en Ma 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Epaisseur de la lithosphère Océanique (en Km) e = 9.5√t   13.4 36.8 47.5 52 73.6 85 95 Epaisseur de la croûte océanique 6 Epaisseur du manteau lithosphérique 7.4 24 30.8 41.5 46 54 67.6 79 89

Évolution du profil de la lithosphère océanique: MA ML

Age de la lithosphère en Ma 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Epaisseur de la lithosphère océanique (en Km) 13.4 36.8 47.5 52 73.6 85 95 Masse d'une colonne de lithosphère océanique de 1m2 surface (en 103 t) CO 17.1 ML 24.4 79.2 101.6 137 151.8 178.2 223.1 260.7 293.7 LO 41.5 96.3 118.7 154.1 168.9 195.3 240.2 277.8 310.8 Masse d'une colonne d'asthénosphère de même surface et de même épaisseur 43.6 97.5 119.6 154.38 169 195 239.2 276.3 308.8

  masse de la lithosphère océanique (LO) Au niveau de la dorsale océanique (DO), la lithosphère océanique néoformée est peu épaisse et chaude (limite lithosphère/asthénosphère à –10 km). Au fur et à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale océanique, la lithosphère océanique se refroidit (flux thermique moins important + circulation hydrothermale), ce qui entraîne l'enfoncement de l’isotherme1200°C, limite thermique Lithosphère/Asténosphère. Conséquences : le manteau lithosphérique (ML) s’épaissit aux dépends du manteau asthénosphérique (MA)   masse de la lithosphère océanique (LO) le ML, de même nature que MA, est + froid  ML est + dense que le MA

épaississement   masse  densité L.O. se refroidit épaississement   masse  densité SUBDUCTION L.O. s’enfonce progressivement dans l’asthénosphère au fur et à mesure de l’éloignement à la dorsale

Comment évoluent les roches de la LO au cours de son éloignement à la DO puis lors de la subduction ?

III. L’évolution des roches de la lithosphère océanique de la dorsale à la subduction

GABBRO (G1) Lame mince LPA Plagioclases Pyroxène

METAGABBRO à Hb (G2) Plagioclases Pyroxène Hornblende (amphibole brune) Lame mince de MG à Hb en LPNA

METAGABBRO à chlorite et actinote Faciès schistes verts (G3) Métagabbro inclus dans du métabasalte Minéraux verts (chlorite et actinote)

Evolution des gabbros au cours de l'éloignement de la dorsale :

    Evolution des gabbros au cours de l'éloignement de la dorsale Explication A quelques km de la DO, le gabbro est toujours à BP mais un peu refroidi (T=600°C) et hydraté. Il contient toujours Plagioclases et Pyroxènes mais aussi un nouveau minéral : une amphibole brune, la Hornblende. L’hydrothermalisme a entraîné la formation d’un nouveau minéral à partir des minéraux instables du gabbro néoformé : nous avons là un gabbro métamorphisé ou métagabbro (MG), que nous appellerons G2. G2 est appelé "métagabbro à Hornblende". Le gabbro G3, beaucoup plus loin de la DO, est à BP et BT, encore plus hydraté, et contient 2 nouveaux minéraux de couleur verte : l’actinote (une autre amphibole) et la chlorite ; la baisse continue de température et l'addition d'eau ont entraîné la formation de ces nouveaux minéraux aux dépends des anciens. G3 est un métagabbro appelé "métagabbro faciès schistes verts".

METAGABBRO faciès schistes bleus (G4) Lame mince LPA Glaucophane Plagioclases Pyroxène relique

Jadéite Grenat ECLOGITE (G5)

ECLOGITE (lame mince) Grenats Jadéite

Evolution des roches au cours de la subduction

Evolution des roches au cours de la subduction Explication Les MG hydratés sont entraînés lors de la subduction dans des conditions de P et de T différentes : la P, en particulier, augmente beaucoup au début, et certains minéraux, devenus instables dans ces nouvelles conditions, vont donner naissance à de nouveaux minéraux, plus stables  : apparition tout d'abord de la glaucophane, amphibole bleue encore hydratée ; on a alors des MG "faciès schistes bleus". Puis plus en profondeur apparition de jadéite, puis de grenat, et là il n’y a plus d’eau (faciès Eclogite). On a donc un métamorphisme de HP, BT, du moins au début, le faciès Eclogite demandant tout de même une remontée de température....

Voyons plutôt la définition du métamorphisme Pouh !! tu parles des noms !!! Et encore ! Je vous fait grâce des nombreux minéraux qui apparaissent selon les conditions de P et de T au fur et à mesure de l'enfouissement : ils ont pour certains des noms qui vous paraîtront barbares : lawsonite, zoïsite,... !!! Ceux que vous devez retenir sont écrit en gras !!! Quel râleur, celui-là ! Voyons plutôt la définition du métamorphisme

♥ Métamorphisme : Transformations, à l’état solide, d’une roche sous l’influence de conditions physico-chimiques différentes de celles qui régnaient lors de sa formation : variations de P et/ou de T° et/ou de la teneur en eau. Il y a formation de nouveaux minéraux à partir des anciens minéraux devenus instables dans les nouvelles conditions. Si la transformation n’est pas totale, les anciens minéraux subsistent : « minéraux reliques ». Il y a souvent acquisition de structures particulières visibles à l’œil nu et/ou en lame mince : minéraux orientés (litage), foliation.

 Ce qu’il faut AUSSI retenir, c’est qu’il y a donc déshydratation de la LO plongeante. Ca, c'est vachement important... la LO plongeante se déshydrate !!! Ah bon, et alors ? Et bien vous allez voir...

IV. Le magmatisme des zones de subduction

Pb : Comment expliquer le magmatisme singulier des zones de subduction ?

A. Caractéristiques des Roches Magmatiques associées aux zones de subduction (TP3)

Roches Andésite Rhyolite Diorite TYPE DE ROCHES ROCHES VOLCANIQUES (RME) ROCHE PLUTONIQUE Roches Andésite Rhyolite Diorite Echantillon Roche gris violacé Peu dense, Bulleuse Pas ou peu de cristx vis. Roche claire, gris rosé, Assez dense Minx visibles Roche grise Structure (Lame mince) Structure microlithique Verre Phénocristaux Nbx microlithes Microlithes Structure grenue Composition minéralogique Plagioclases abdts Amphibole Biotite (très peu) Parfois Q (ou Px) Quartz (svt corrodé) Feldspaths abdts Biotite (Amphibole) Plagioclases (ppx const.) Biotite (un peu) Composition chimique comparée à celle du ß des dorsales 55% de Si > celle du ß + de Na, K - de Ca, Mg H2O 70-75% de Si >> ß bcp – de Ca, Mg, Fe H2O  65-70% de Si >> ß + de Na, K - de Ca, Fe, Mg Remarques L’andésite est l’équivalent volcanique de la diorite La rhyolite est l’équivalent volcanique du granite Equivalent grenu de l’andésite

Comment se forme le magma à l’origine de ces roches Comment se forme le magma à l’origine de ces roches? Son origine a-t-elle un rapport avec la plongée de la LO ? Comparons la composition chimique de ces roches magmatiques avec celle des roches de la LO... (On prend le basalte comme référence).

♥ Les Roches Magmatiques des zones de subduction sont : Basalte des dorsales (doc. poly) : 47% SiO2, riche en Ca, Mg, Fe, H2O = 0 (anhydre). ♥ Les Roches Magmatiques des zones de subduction sont : + acides (riches en Si) + riches en Na, K que le ß contiennent – de Fe, Mg et sont hydratées  le magma à l’origine de ces R est hydraté...

B. Formation du magma des zones de subduction

Le magma se forme entre 80 et 200 km de profondeur Le magma se forme entre 80 et 200 km de profondeur. Examinons les conditions géophyiques à ce niveau :

Au niv d’une zone de subduction la péridotite sèche ne peut pas entrer en fusion puisque le géotherme ne recoupe JAMAIS le solidus.

Par contre, le solidus de la péridotite hydratée recoupe le géotherme entre -80 et -180/200 Km de profondeur : dans cette zone le point de fusion est abaissé (800°C à -80 Km) et la péridotite du manteau est partiellement fondue.

Hypothèse : les magmas à l’origine des RM des zones de subduction sont issus de la fusion partielle des péridotites mantelliques hydratées vers 100 Km de profondeur. Ce qui serait cohérent avec la présence des minéraux hydratés ds les RM étudiées….

Quelle est l’origine de l’eau ? Question pour voir si vous avez suivi…

l’eau provient de la déshydratation de la LO plongeante… Réponse de l’élève qui a suivi ? l’eau provient de la déshydratation de la LO plongeante…

♥ Dans les zones de subduction, la déshydratation de la LO plongeante entraîne 2 phénomènes : un métamorphisme de HP des roches de la LO  formation de roches contenant des minéraux anhydres fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent (= de la plaque chevauchante) et formation de magmas à l’origine de roches magmatiques volcaniques et plutoniques. En effet, l’eau libérée entre 80 et 180 km de prof. va diminuer le pt de fusion des péridotites du M de la plaque sus-jacente (cf courbe solidus hydraté)  fusion partielle et production de magmas. Une partie de ces magmas sont à l’origine des laves acides  RMV (andésites, rhyolites), une autre partie cristallise en prof et  RMP (granitoïdes).

Schéma-bilan : A vous de « zouer » !

Ajoutez à ce schéma tout ce qu’il faut pour qu’il résume tout !!! (le document vierge est disponible diapo suivante) Respectez les couleurs conventionnelles pour les enveloppes, et ayez la main légère !!