Partie 5 : Convergence lithosphérique et ses effets.

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1 Partie 5 : Convergence lithosphérique et ses effets.

2 chapitre 1 : convergence et subduction
PLAN A Un processus aux manifestations spectaculaires Des marqueurs morphologiques caractéristiques a) un relief négatif b) des reliefs positifs Une signature géologique a) sismique b) magmatisme particulier c) anomalies thermiques B La cause de la subduction. C Les conséquences de la subduction. 1)Un magmatisme caractéristique a)Le métamorphisme hydrothermal b) Les transformations minéralogiques lors de la subduction. 2)Les transformations métamorphiques de la lithosphère océanique en subduction. 3) Le prisme d'accrétion sédimentaire

3 A Un processus aux manifestations spectaculaires
La subduction est le phénomène géodynamique d'enfoncement de la lithosphère océanique dans le manteau sous-jacent. Ce processus caractérise les frontières de convergence entre deux lithosphères dont toujours une lithosphère océanique au moins. La subduction se repère par les conséquences géologiques immanquables concentrées le long de zones très étroites.

4 Document livre p 202

5 Document livre p 202

6 Document p 213 coupes récapitulatives des altitudes en zones de subduction

7 1. Des marqueurs morphologiques caractéristiques a) un relief négatif
Les frontières convergentes en subduction sont toujours caractérisées par la présence d'une fosse océanique étroite, longue et de grande profondeur, des milliers de mètres sous le niveau de l’océan(- Il 000 m dans la fosse des Mariannes, m dans la fosse du Pérou-Chili...).

8 b) des reliefs positifs
Les subductions intra-océaniques sont jalonnées d'un arc d'îles volcaniques, arc parallèle à la fosse ; les subductions situées en bordure d'une lithosphère continentale, appelées marges continentales actives, créent des reliefs montagneux comme les Andes avec des volcans.

9 Doc p localisation et force des séismes

10 Doc p 216 schéma plan de Bénioff

11 Doc p 217 le pendage de la L.O.

12 Doc p 217 le pendage de la L.O.

13 Une carte de l’âge des L. O
Une carte de l’âge des L.O. p 233 exo 2 pour comprendre la différence de pendage

14 2. Une signature géologique a) sismique
Régions de fréquents et violents séismes. Distribution géométrique des foyers sismiques matérialise le plan de subduction, appelé plan de Bénioff. Ce plan indique l'orientation géographique du plongement de la plaque en subduction. Le plongement de la lithosphère océanique froide donc dense et rigide crée de nombreux et violents séismes jusqu'à 670 Km de profondeur. Au-delà, les roches se réchauffent assez pour se comporter de manière plastique et le glissement de la lithosphère océanique n'engendre plus de séismes. C'est donc un panneau froid et dense qui s'enfonce dans le manteau plus chaud, provoquant et des anomalies de vitesse des ondes sismiques décelables en tomographie sismique. La lithosphère océanique conduit mal la chaleur ce qui explique son réchauffement lent et sa rigidité encore en profondeur. Le pendage de la L.O en subduction dépend de son âge donc de sa densité: plus elle est vieille plus le pendage est fort.

15 Doc p 221 roches magmatiques liées à la subduction

16 Doc p 221 la composition de ces roches magmatiques

17 b) magmatisme particulier
Le volcanisme des zones de subduction est un volcanisme explosif. Le magma est de type andésitique car riche en silice, magma plus basique et pâteux que le basaltique. Le caractère pâteux du magma explique le caractère explosif des volcans. Les volcans sont alignés parallèles à la fosse océanique.

18 Doc. p 218 Les isothermes

19 Doc. p 218 flux géothermique

20 Exercice 1 p 233

21 c) anomalies thermiques
La Terre produit de l’énergie. Cette énergie se libère entre autre par un flux de chaleur à la surface des croûtes. Au niveau des zones de subductions ce flux est modifié : il diminue à la fosse puis augmente pour devenir supérieur à la moyenne en arrière de la fosse en aplomb des volcans, plus loin il redevient égal à la moyenne. La lithosphère froide qui s’enfonce empêche la chaleur de remonter, la roche conduisant mal la chaleur à la fosse ; mais plus loin le magma qui remonte rapidement transporte de forte quantité de chaleur.

22 Tableau des valeurs des épaisseurs premières couches de la Terre
Age de la lithosphère (en 106 ans) 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Épaisseur de la lithosphère océanique (en Km) Épaisseur de la croûte océanique (en Km) Épaisseur du manteau lithosphérique (en Km)

23 Tableau des valeurs des épaisseurs premières couches de la Terre
Age de la lithosphère (en 106 ans) 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Épaisseur de la lithosphère océanique (en Km) 19 95 142,5 237,5 285 380 570 760 950 Épaisseur de la croûte océanique (en Km) 6 Épaisseur du manteau (en Km) 13 89 136,5 231,5 279 374 564 754 944

24 Tableau des masses des différentes couches superficielles internes de la Terre
Age de la lithosphère (en 106 ans) 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Épaisseur de la lithosphère océanique (en Km) Masse d'une colonne de lithosphère océanique de surface égale à 1 m2 (en 103 tonnes) Masse d'une colonne d'asthénosphère de même surface et de même épaisseur (en 103 tonnes)

25 Tableau des masses des différentes couches superficielles internes de la Terre
Age de la lithosphère (en 106 ans) 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Épaisseur de la lithosphère océanique (en Km) 19 95 142,5 237,5 285 380 570 760 950 Masse d'une colonne de lithosphère océanique de surface égale à 1 m2 (en 103 tonnes) 60000 310800 467550 781050 937800 Masse d'une colonne d'asthénosphère de même surface et de même épaisseur (en 103 tonnes) 61750 308750 463125 771875 926250

26 B La cause de la subduction.
Au fur et à mesure de son éloignement de l'axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. L'isotherme °C, qui marque la base de la lithosphère océanique s’enfonce. La lithosphère océanique s’épaissit en s’éloignant de la dorsale par ajout d'une semelle de manteau froid d'épaisseur croissante. Cette semelle de manteau froid joue le rôle de lest qui augmente progressivement la densité moyenne de la lithosphère océanique. Ainsi, dès 30 millions d'années, une lithosphère océanique à croûte océanique mince (6 Km) voit sa densité devenir supérieure à celle de l'asthénosphère sous-jacente: sa subduction devient inexorable. L'asthénosphère exerce une gigantesque résistance mécanique à l'enfoncement de la lithosphère, qui retarde la subduction de plusieurs dizaines de millions d'années, l’âge de la lithosphère océanique en surface n'excède cependant jamais 180 millions d'années. Ainsi, la force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue le moteur essentiel de la tectonique des plaques.

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28 C Les conséquences de la subduction.
1) Un magmatisme caractéristique tp3 Normalement il ne devrait y avoir aucun volcanisme associé à la subduction. Les conditions de température et de pression ne permettent jamais de dépasser le solidus des péridotites anhydres. Indice : les volcans explosifs de cette zone se trouvent toujours à l’aplomb de la lithosphère subduite 100 Kms au dessus, ce qui signale qu’à cette profondeur des conditions particulières permettent de dépasser ce solidus des péridotites et de provoquer leur fusion partielle. C’est l’hydratation de la péridotite qui permet de passer le solidus dans les conditions de température et de pression. D’où vient l’eau ?

29 Schistes verts vision macroscopique

30 Schistes bleus vision macroscopique

31 Doc. 1 page 220 Éclogites

32 Doc 1 p 220 Eclogite au microscope polarisant

33 Éclogite Schistes verts Schistes bleus Doc 1 p 222

34 Docs 2 et 3 P 223

35 a) Le métamorphisme hydrothermal.
La lithosphère océanique lors de sa progression depuis la dorsale se refroidit très lentement, se fracture. De l’eau de l’océan pénètre par ces fractures et hydrate à chaud les gabbros et basaltes. Les minéraux de ces deux roches s’hydratent alors et se transforment. Le pyroxène se transforme en partie en amphibole qui lui-même se transforme ensuite en actinote et chlorite en se dotant de fonction hydroxyle. Les gabbros et basaltes deviennent des schistes verts en s’hydratant à chaud. On parle de métamorphisme haute température et basse pression ou hydrothermal

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37 Doc 1 p 224

38 b) Les transformations minéralogiques lors de la subduction.
En subduction dans l'asthénosphère, les basaltes et les gabbros subissent une faible augmentation de température et une forte augmentation de pression, qui entraînent la transformation de leurs minéraux en de nouveaux assemblages minéralogiques. Cette transformation structurale et minéralogique des roches, appelée métamorphisme, implique des réactions chimiques à l'état solide entre les minéraux. Apparition de nouvelles roches caractéristiques des zones de subduction: les schistes bleus témoignent de la formation d'une amphibole bleue, la glaucophane, alors que les éclogites sont caractérisées par la présence de jadéite et de grenat . Ces réactions minéralogiques s'accompagnent de la libération d'eau qui percole dans le manteau de la plaque chevauchante. La transformation en éclogites augmente encore la densité moyenne de la lithosphère.

39 2)Les causes du volcanisme explosif.
Les roches qui se métamorphisent, sous l'effet des hautes pressions sans modification de la température, en schistes bleus et en éclogites libèrent de l'eau qui percole dans le manteau de la plaque chevauchante. En raison de l’enrichissement en eau, la fusion partielle intervient dès °C, donnant naissance à un magma andésitique, à partir des péridotites du manteau de la plaque chevauchante, qui remonte alimenter des réservoirs de la croûte. La roche volcanique typique, l'andésite, se caractérise par la présence de plagioclases et d'amphiboles. Lorsque ce magma cristallise lentement en profondeur, il donne naissance à une roche de même composition minéralogique, mais constituée de cristaux visibles à l'œil nu : la granodiorite. Dans les Andes, les gigantesques massifs de granodiorites participent à l'épaississement de la croûte continentale et à l'architecture de la chaîne de montagnes. Lorsque le magma évolue dans les réservoirs, il peut donner naissance à des roches volcaniques plus riches en silice et en potassium, appelées rhyolites.

40 3) Le prisme d'accrétion sédimentaire
Lorsque la sédimentation est abondante sur la lithosphère océanique qui entre en subduction, seule une partie des sédiments glisse avec le panneau plongeant. Le reste est « raboté» par le bord rigide de la plaque chevauchante et s'accumule en écailles successives sur le versant de la fosse, édifiant ainsi un volumineux prisme d'accrétion sédimentaire donnant naissance à des îles dans la subduction L.O-L.O ou à une partie du massif montagneux dans la subduction L.O-L.C. Les roches sédimentaires sont alors plissées avec des failles inverses et même un métamorphisme. Dans certains cas, les sédiments, qui ne sont pas accumulés dans un prisme, peuvent modifier la composition chimique du magma andésitique.