Transcript Partie 1 Convergence lithosphérique Chapitre 1 La

Partie 1 Convergence lithosphérique
Chapitre 1 La subduction
Activité 1 Les marges actives ont une morphologie particulière
Cours 1 (carte Pierron en relief)
Les zones de subductions sont marquées par une intense activité géologique. Ce sont des marges
océaniques actives (ceinture de feu du pacifique…)
Elles présentent :
1-Un relief contrasté
-relief positif : -Chaîne de montagnes lorsque la plaque chevauchante est continentale (Cordillère
des Andes)
-Arc insulaire : chapelet d’îles volcaniques (Mariannes, Japon Petites Antilles)
Les arcs magmatiques constituent les îles ou sont intégrés à la chaîne.
-relief négatif : -Fosse océanique profonde de 5 à 11 km marquant le début de la subduction (largeur
100km)
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-Bassin arrière arc : bassin sédimentaire situé en arrière de l’arc insulaire (mer du
Japon, mer des Caraïbes)
2-Une lithosphère déformée p 214-215
Dans les chaînes de montagne, les failles, plis et chevauchement sont orientés parallèlement à la
fosse et perpendiculairement au mouvement de convergence.
En milieu océanique, les sédiments océaniques comprimés entre la fosse et l’arc magmatique se
déforment et s’empilent en écailles formant un épaississement : le prisme d’accrétion (pas général)
Ces déformations traduisent le raccourcissement et l’épaississement imposé par la convergence
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bassin arrière-arc
fosse (5000)
type ’’Mariannes’’
fosse (10000)
Les 2 types extrêmes de subduction
type ‘’Chili’’
Sédiments
Croûte continentale
Croûte océanique
Manteau lithosphérique
3-Une distribution particulière des foyers sismiques
La répartition des foyers en profondeur selon un plan (Plan de Bénioff-Wadati) de 20 à 700 km,
matérialise le plongement de la lithosphère froide et rigide dans l’asthénosphère plus chaude et
ductile.
Le pendage de la lithosphère en subduction est variable (Mariannes 90°, Andes 15°)
L’abondance des séismes traduit une lithosphère rigide qui s’enfonce dans l’asthénosphère plus
ductile. A plaque n’est donc pas détruite au fur et à mesure de son enfoncement. C’est donc une
lithosphère froide qui s’enfoncerait dans un manteau chaud.
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4-Des anomalies du flux géothermique
Anomalie négative à l’aplomb de la fosse confirmant l’intrusion de matériaux plus froids dans
l’asthénosphère (la vitesse de la plaque plongeante ne permet pas d’atteindre l’équilibre thermique)
Anomalie positive à l’aplomb de l’arc traduisant la présence de magmas.
Noter que la profondeur de la lithosphère océanique à l’aplomb de la zone volcanique est d’environ
100 km (voir schéma bilan structural).
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5-Une activité magmatique
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se traduisant : -en surface par un volcanisme explosif (Montagne pelée)
-en profondeur par l’intrusion de plutons de granotoïdes
Schéma bilan structural
La convergence se traduit par la disparition de la lithosphère océanique dans le manteau, ou
subduction.
La lithosphère océanique s’enfonce sous la marge active d’une plaque comprenant une croûte
continentale ou une croûte océanique.
Les caractéristiques principales des zones de subduction sont :
- La présence de reliefs particuliers (positifs et négatifs)
- Une activité magmatique importante
- Une déformation lithosphérique importante
- Une distribution géométrique des séismes matérialise le plongement d’une portion rigide et
froide de lithosphère océanique à l’intérieur du manteau plus chaud et ductile.
- Une répartition particulière des flux de chaleur
Comment expliquer le plongement de la lithosphère océanique ?
Hyp : modifications de la lithosphère depuis sa création
DM : exercice 4 p 234 (caraïbes)
Activité 3 (maison) : Exercice manuel page 219 question 2 (prendre 6 km comme épaisseur de
la croûte océanique)
d1
manteau lithos : 30-6=24 km d=3,3
=6x3+24x3,3/30=3,24
d2 =6x3+34x3,3/40=3,25
d3 =6x3+44x3,3/50=3,26
d4 =6x3x94x3,3/100=3,28
Croute 6km d=3
d1
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d5 =6x3+114x3,33/120=3,285
d6 =40x2,82+90x3,3/130=3,15
La flottabilité s’annule à partir de 25 millions d’années.
Au niveau de la dorsale la lithosphère jeune est fine (10 à 20 km) et chaude puis elle se refroidit par
conduction thermique en s’éloignant ce qui entraîne aussi le refroidissement de l’asthénosphère au
dessous, celle-ci devient alors plus dense et s’incorpore à la lithosphère. Ainsi le manteau
lithosphérique s’épaissit.
Au fur et à mesure que la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale, elle se refroidit,
s’épaissit et devient plus dense. Lorsque sa densité devient plus grande que celle de l’asthénosphère,
elle peut entrer en subduction.
L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une
augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère : cette différence
de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction.
6 Des roches caractéristiques des marges actives
1) Les transformations minéralogiques lors de la subduction
La lithosphère océanique en subduction constitue un poinçon froid, qui s’enfonce dans
l’asthénosphère. Les basaltes et les gabbros subissent donc une faible augmentation de température
et une forte augmentation de pression, qui entraîne 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. Il en
résulte la formation 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.
Lorsque la lithosphère océanique entre en subduction les gabbros et basaltes qui avaient été hydratés
(schistes verts) se transforment sous l’effet des nouvelles conditions de température et de pression.
Ce métamorphisme (transformations minéralogiques à l’état solide) de haute pression conduit à la
formation de schistes bleus puis éclogites (=métagabbro ou métabasalte). Métamorphisme de HP , BT
caractéristique de la subduction
Les associations minérales correspondant à des champs de pression et de température définis (
diagramme pétrogénétique construit à partir d’études expérimentales) permettent de reconstituer
l’histoire d’une roche de la croûte.
Ce métamorphisme aboutit à
-la libération de molécules d’eau lors des transformations minéralogiques
exemple :facies schiste vert à facies schiste bleu
chlorite+plagioclase
glaucophane+eau
-l’augmentation de la densité de la croûte ce qui favorise sa subduction
densité
gabbro
2,9
Schiste bleu
3,1
éclogite
3,5
Au cours de son ascension, le magma peut se consolider et être à l’origine des roches magmatiques
plutoniques (granitoïdes) ou parvenir en surface et engendrer des roches magmatiques volcaniques
(andésites).
Les zones de subduction produisent des roches magmatiques différentes de celles des dorsales( plus
riche en silice et en minéraux hydratés) voir livre p 221
Les andésites et les rhyolites (p 221) , roches volcaniques à structure semicristalline , mises en place
en surface, résultent d’une ascension et d’un refroidissement rapides du magma.
Les granitoïdes(p 224) ,roches grenues ,mises en place en profondeur résultent du refroidissement
lent du magma ;Elles apparaissent après érosion.(granodiorite, granite, diorite…)
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Métamorphisme de la croute océanique
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Trajet d’un gabbro sur le diagramme PT
A
pyroxène + plagioclase
Granulites
B
hornblende (amphibole) + plagioclase
Amphibolites
C
chlorite + actinote (amphibole)
+ plagioclase (albite/épidote)
Schistes verts
D
glaucophane + plagioclase (lawsonite)
Schistes bleus
E
glaucophane + jadéite (pyroxène)
Schistes bleus
F
grenat + jadéite +/- glaucophane
Eclogites
Domaine de stabilité des associations de minéraux et leurs faciès correspondant
Document 1 :formules chimiques de quelques minéraux de la lithosphère océanique
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minéral
Formule chimique
Plagioclase
(Si3Al2O8) (Na,Ca)
Jadéite
Si2O6NaAl(Ca,Fe,Mg)
Grenat
(Si3Al2O12)(Fe,Mg,Ca)
Glaucophane
(Si8O22(OH)2)Na2MgAl2
Pyroxène
(Ca,Fe,Mg)Si2O6
Chlorite
(Mg,Fe)5Al2Si3O10(OH)8
Actinote
Ca2(Mg,Fe)5(Si8O22)(OH)2
Hornblende
NaCa2(Mg,Fe)4Si6Al3O22(OH)2
Les minéraux qui contiennent des radicaux hydroxyles (OH) sont dits hydratés
Document 2 : quelques réactions de transformations minéralogiques
plagioclase + pyroxène + eau
plagioclase + hornblende + eau
plagioclase + chlorite
plagioclase albite
plagioclase albite + glaucophane
0
500
200
0
400
plagioclase
+ chlorite
+ actinote
+ pyroxèn e
résiduel
600
plagioclase
+ amphibole
+ pyroxèn e
résiduel
hornblende
chlorite +actinote
glaucophane + eau
jadéite + quartz
grenat + jadéite + eau
800
1000
1200
T°(°C)
plagioclase
+ pyroxèn e
résiduel
glaucophane
+ plagioclase
glaucophane
+ jadéite
Solidus Gabbro
1000
gradient
géoth ermiqu e
océanique
stable
glaucophane
+ jadéite
+ grenat
1500
25
50
Non réalisé
gradient
géoth ermiqu e
de subduction
2000
Pression
(MPa)
Profondeur
(Km)
7 Origine et importance du magmatisme des zones de subduction
Un volcanisme de type explosif est une des caractéristiques les plus constantes des zones de
subduction. Dans certaines d’entre elles, par exemple au niveau des Andes, un plutonisme marqué
par la mise en place de granites y est associé. Tout cela traduit une activité magmatique importante
des zones de subduction, et donc la genèse de magma. Celle-ci est une conséquence de la
subduction. Le problème à résoudre est celui du mécanisme par lequel la plongée d’une lithosphère
océanique froide dans le manteau plus chaud entraîne la genèse de magma.
Noter que la profondeur de la lithosphère océanique à l’aplomb de la zone volcanique est d’environ
100 km.
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I – Le matériel qui subit la fusion partielle
Il n’existe pas de couche magmatique continue à l’intérieur du globe. En conséquence un magma
provient toujours de la fusion partielle d’une roche.
Malgré des variations dans la pente du panneau lithosphérique qui subducte, les volcans se trouvent
à l’aplomb d’une zone où le toit de la lithosphère subductée est à 100 km ou plus. On estime que c’est
la péridotite de la plaque chevauchante située à ces profondeurs qui subit la fusion partielle à l’origine
du magma.
II – L’eau, facteur entraînant la fusion partielle de la péridotite
Les données thermiques, notamment la mesure du flux de chaleur, indiquent que la température de la
péridotite vers 100 km de profondeur, de l’ordre de 1 000 °C, est inférieure à celle qui est nécessair e
pour entraîner sa fusion partielle. La lithosphère océanique subductée soit entraîner un changement
dans la péridotite chevauchante qui rend sa fusion partielle.
Or, les données expérimentales indiquent que l’eau abaisse la température de fusion de la péridotite,
son solidus. Ainsi, une péridotite hydratée, à 1 000 °C, sous une pression correspondant à celle qui
règne à 100 km ou plus, subit une fusion partielle : certains minéraux fondent et sont à l’origine du
magma.
C’est la lithosphère océanique subductée qui libère l’eau permettant la fusion partielle de la péridotite
chevauchante.
III – Mécanismes par lesquels la lithosphère océanique libère de l’eau
1) Les caractéristiques de la lithosphère (surtout de sa croûte) qui subducte
La lithosphère océanique, et en particulier sa croûte formée de basaltes en coussins et de
gabbros, s’est formée au niveau d’une dorsale océanique. La croûte, formée par
refroidissement du magma basaltique engendré à la dorsale, est initialement chaude, à une
température de 600 à 700 °C. Elle est en plus fract urée, faillée par suite des forces
d’extension en œuvre aux dorsales. Il en résulte une circulation d’eau de mer à l’intérieur de la
croûte et celle-ci subit un métamorphisme hydrothermal.
A partir des minéraux initiaux du gabbro, feldspath et pyroxène, il y a des réactions
métamorphiques à l’état solide qui conduisent à la formation de minéraux hydroxylés,
hornblende puis chlorite à actinote à plus faible température (lorsque la croûte s’éloigne de la
dorsale).
La péridotite du manteau peut aussi être métamorphisée en serpentinite, roche verdâtre riche
en minéraux hydroxylés, les serpentines.
C’est donc une lithosphère et surtout une croûte riche en minéraux hydroxylés qui s’éloigne
de la dorsale et arrive au niveau de la zone de subduction.
2) Le métamorphisme de la croûte en cours de subduction
Au cours de sa subduction, la croûte océanique va se réchauffer lentement et surtout être
soumise à des pressions de plus en plus importantes. Dans ces conditions, les minéraux qui
la constituent sont instables. En conséquence, à des profondeurs supérieures à 30-40 km, la
croûte est le siège d’un métamorphisme de basse température et haute pression qui aboutit à
la formation de nouveaux minéraux. Finalement vers 50 km et plus, le gabbro est transformé
en une roche appelée éclogite formée par une association de grenat rouge et d’un pyroxène
vert, la jadéite.
Le fait important est que les minéraux de l’éclogite ne sont pas hydroxylés. Les réactions
métamorphiques affectant la croûte subductée libèrent de l’eau. C’est cette eau qui passe
dans la péridotite chevauchante et entraîne sa fusion partielle.
Au niveau des zones de subduction, les temperatures ne sont pas suffisantes pour permettre la fusion
partielle de la peridotite seche du manteau.
Si on ajoute de l'eau à la peridotite du manteau cette fois ci les temperatures des zones de subduction
deviennent suffisantes pour permettre la fusion partielle de la peridotite hydratée
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Ce schéma représente l'etat en fonction de la température, de la profondeur et de la pression dans
deux cas: en haut dans un manteau non hydraté et en bas dans un manteau hydraté. La ligne
discontinue bleu positionne la lithosphere océanique lors de la subduction. On constate que la fusion
partielle n'est présente que dans le manteau hydraté.
Le déclenchement de la fusion partielle de la péridotite chevauchante par la plongée d’une lithosphère
océanique froide est à première vue paradoxal.
Il s’explique cependant par un couplage du métamorphisme de subduction et du magmatisme : ce
sont des réactions métamorphiques affectant la croûte subductée qui libèrent de l’eau, entraînant la
fusion partielle de la péridotite.
Au cours de son ascension, le magma peut se consolider et être à l’origine des roches magmatiques
plutoniques (granitoïdes) ou parvenir en surface et engendrer des roches magmatiques volcaniques
(andésites).
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 silicium et en potassium, appelées rhyolites.
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Différents types de volcanisme
volcanisme de
point chaud
volcanisme de
dorsale
lithosphère
volcanisme
calco-alcalin
volcanisme
tholéiitique
lithosphère
90 km
fusion
magma
H2O
contamination
panaches
mantelliques
ASTHENOSPHERE
point chaud
700 km
MANTEAU INFERIEUR
Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique caractéristique :
volcanisme et mise en place de granitoïdes.
Le magma provient de la fusion partielle des péridotites au dessus du plan de Bénioff, cette
fusion est due à l’hydratation du manteau.
L’eau provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le long du plan de
Bénioff, les roches de la lithosphère océaniques sont soumises à des conditions de pression
et de températures différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se
déshydratent : ce sont des roches métamorphiques (métagabbros et éclogites).
Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent, stables dans des
conditions de haute pression et de basse température
8 Prisme d’accrétion
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.
Dans certains cas, les sédiments, qui ne sont pas accumulés dans un prisme, peuvent
modifier la composition chimique du magma andésitique.
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