Terminale S
Lycée Montaigne

SVT
 



La convergence
lithosphérique
et ses effets

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La subduction

Partie : La convergence lithosphérique.

Introduction à cette partie :

Convergence lithosphérique : rapprochement de 2 plaques lithosphériques qui se traduit

 

soit par soit par
une subduction une collision

 

réapprendre les révisions de 1S

 

Chapitre : La subduction.

Introduction ce chapitre :

Subduction : phénomène de convergence lithosphérique, marquée par la disparition de la lithosphère océanique froide et dense (= plaque plongeante, chevauchée) dans une asthénosphère moins dense, sous une plaque lithosphérique chevauchante,

 

 

 qui est soit continentale

ex : Andes

 soit océanique

ex : Japon

Problématiques : Comment reconnaître à la surface de la Terre qu'une zone donnée est une zone de subduction ?
Pourquoi une lithosphère océanique entre-elle en subduction ?

I. Les marqueurs de la subduction

Comment reconnaître une zone de subduction à la surface de la Terre ?

Activité 1 : Les marqueurs de la subduction


Faire 1). Faire 2) avec Sismolog.

A. Présence de reliefs particuliers.

 Type de relief

 Subduction océan/continent

 Subduction océan/océan
 Relief négatif=
forme de relief en creux
 Fosse océanique : dépression allongée et profonde du fond océanique
     Bassin d'arrière-arc : dépression située en arrière d'un arc volcanique (facultatif)
 Relief positif= forme de relief en saillie  Cordillère : Chaîne de montagne le long du continent  Arc volcanique = arc magmatique = arc insulaire : ensemble d'îles vocaliques actives localisées le long d'une fosse océanique

Zone de subduction : au moins un relief positif et un relief négatif.

 

Rq 1: Subduction océan/océan
Il existe parfois une 2nde relief, à l'arrière de l'arc insulaire .

Rq 2 :
Subduction océan/continent et Subduction océan/océan
Il peut y avoir un prisme d'accrétion (relief positif). Voir D.

B. Présence d'une forte activité volcanique

Faire 3) avec Sismolog.

Alignement de volcans parallèlement à la marge (Ex : Asie, ceinture de Feu).

C. Présence d'une forte activité sismique


Faire 4) avec Sismolog.

Rappel :

Séisme = tremblement de Terre

Epicentre : lieu de la surface terrestre où le séisme est ressenti à son maximum

Hypocentre = Foyer du séisme, lieu du choc entre 2 bombardements.


source : André Laurenti

Lorsque l'on visualise la profondeur des séismes, on constate que les séismes sont situés d'un seule côté de la fosse,
plus les séismes sont situés près de la fosse, plus leurs foyers sont profonds.

On peut alors tracer le plan dans lequel s'inscrivent tous les foyers des séismes.
Ce plan s'appelle le plan de Wadati-Bénioff et il matérialise la plongement de la lithosphère océanique à l'intérieur du manteau, qui est plus chaud et plus dense que la lithosphère plongeante.

Le plongement du plan de Wadati-Bénioff entraine les séismes.
L'inclinaison du plan de Wadati-Bénioff est variable selon les zones de subduction.

Bilan A+B+C :

Une zone de subduction est donc une marge active,
Marge : zone de transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale.
marge active : présence d'activité sismique et volcanique.
La transition océan/continent correspond à une frontière de 2 plaques lithosphériques :
l'une océanique, l'autre continentale.

(s'oppose à la marge passive, pas d'activité sismique ni volcanique car la transition océan/continent s'effectue au niveau d'une même plaque, ex : Marge française de l'Océan Atlantique)

 

Schéma-bilan : une zone de subduction : une marge active

D. Présence de déformations importantes de la lithosphère

Au niveau de certaines zones de subduction, on observe une prisme d'accrétion sédimentaire.

Définition : ensemble de couches sédimentaires empilées les unes sur les autres.
Les sédiments reposant sur le plancher océanique sont entraînées par la lithosphère plongeante mais comme ils sont peu denses, ils ont tendance à ne pas plonger dans le manteau mais à s'accumuler contre la plaque chevauchante.

Présence de plis et de failles inverses, parallèles à l'axe de la fosse,
Témoigne d'une tectonique en compression entraînant un raccourcissement horizontale de la lithosphère.

E. Présence d'une double anomalie thermique

Une anomalie négative : faible flux de chaleur au niveau de la fosse,

Une anomalie positive : fort flux de chaleur au niveau de l'arc insulaire ou au niveau de la cordillère.

(F. Présence de roches spécifiques des zones de subduction : voir III).

 

II. Le moteur de la subduction

Pourquoi la lithosphère océanique plonge sous la lithosphère chevauchante ?

En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique
- vieillit
- se refroidit au contact de l'eau de mer
donc l'isotherme 1300°C, marquant la limite entre la lithosphère et l'asthénosphère, s'enfonce dans le manteau

donc la lithosphère océanique s'épaissit.

Donc la lithosphère océanique devient plus dense.

 

Activité 2 : Evolution de la densité de la lithosphère océanique en fonction de l'âge de la lithosphère

Bilan activité 2 :
A partir d'un certain age, la lithosphère océanique à une densité supérieure à celle de l'asthénosphère
(alors que la densité de la lithosphère continentale reste toujours inférieure à celle de l'asthénosphère),

Mais elle est soutenue par 2 flotteurs :
- lithosphère océanique + jeune, - dense,
- lithosphère continentale.

Si la tectonique globale (une compression) entraîne une rupture, alors la lithosphère océanique + dense plonge dans l'asthénosphère.

Conclusion II :

moteur de la subduction : différence de densité entre la lithosphère océanique âgée et l'asthénosphère.

Il n'existe pas de lithosphère océanique plus âgée que 200 Ma.

Subduction océan/océan : la lithosphère océanique + âgée + dense plonge.

Quel est le devenir de la plaque plongeante ?
S'enfonce dans le manteau,
Les matériaux sont assimilés dans le manteau. Certains matériaux atteindraient la limite manteau/noyau.

 

III. Les zones de subduction sont le siège d'une importante activité magmatique caractéristique

Rappel :
Les grandes familles de roches.

Les roches de la croûte océanique (voir feuille de révision de 1ère S)

les roches magmatiques

 

 

 plutoniques

 volcaniques

basalte : texture microlithique. Roche volcanique.

gabbros : texture grenue. Roche plutonique.

Même composition chimique : pyroxène + olivine + feldspath. Equivalent plutonique du basalte : gabbro.

 

A. La présence de roches magmatiques

Activité 3a : Etude des roches magmatiques dans les zones de subduction

 

Bilan Activité 3:

Dans les zones de subduction (au niveau des cordillères et arcs magmatiques) on observe des roches magmatiques

les roches magmatiques

 

 

roches plutoniques

granite ou granitoïdes
= même composition chimique quartz + mica noir+ feldspath)

 roches volcaniques

rhyolite (rose)
andésite (grise)

B. La présence de roches métamorphiques

roche métamorphiques = roche issue d'une transformation d'une roche initiale, sous l'effet de l'augmentation de la pression et/ou de la température. Cette transformation a lieu a l'état solide.

Les roches métamorphiques présentent souvent un alignement de minéraux.

Les roches métamorphiques présentent des associations de minéraux métamorphiques caractéristiques,

Les minéraux métamorphiques apparaissent à partir de minéraux initiaux, sous l'effet de l'augmentation de la pression et/ou de la température.

Les associations de minéraux métamorphiques sont appelées faciès= domaines métamorphiques.

Ex : faciès écologique minéraux métamorphiques : grenat + jadéite

Suivant l'importance du métamorphisme, c'est à dire de l'augmentation de la pression et/ou de la température, différentes associations de minéraux métamorphiques apparaissent.

Ainsi, quand on reconnaît des associations de minéraux métamorphiques, càd le faciès métamorphique, on peut déterminer les conditions de pression et/ou de la température aux quelles à été soumise la roche.

Ex : faciès = domaine écologique : métamorphisme caractérisé par une haute pression et une faible - moyenne température.

Activité 3b : Etude des roches métamorphiques dans les zones de subduction

Bilan Activité 3bis :

Dans les zones de subduction (au niveau des cordillères et arcs magmatiques) on observe :

- des schistes bleus :des métagabbros ou métabasaltes du faciès schistes bleus, contenant du glaucophane (bleu) et de la jadéite (vert) (minéraux métamorphiques).

- des éclogites : des métagabbros ou métabasaltes du faciès éclogite, contenant du grenat (rouge) et de la jadéite (minéraux métamorphiques).

Problématique : comment expliquer la présence des roches métamorphiques ? des roches magmatiques ?

 

B. L'origine du volcanisme et de la mise en place des granitoïdes voir TP15 partie III.

 

1) La formation du magma

Activité 4 : D'où provient le magma à l'origine des roches magmatiques des zones de subduction ?

 

Bilan Activité 4 :

Le long du plan de Wadfati-Bénioff, les roches de la lithosphères océaniques sont soumises à des conditions de P et de T différentes de celle de leur formation.
Au niveau de la zone de subduction :
La forte élévation de la P et la légère augmentation de la T entraînent un métamorphisme.
Les basaltes et les gabbros de la croûte océanique plongeante sont donc métamorphisés, ce qui se traduit par une déshydrations des roches (libération d'eau) et l'apparition de minéraux caractéristiques du métamorphisme des zones de subduction.

 Gabbros ou basaltes de la croûte océanique    métamorphisme lorsque la lithosphère océanique s'éloigne de la dorsale et se refroidit.
 

  Hydratation
 
 faciès schistes verts
métagabbros ou métabasaltes
à actinote et jadéite
   
 

 déshydratation
 
     métamorphisme
haute pression - basse température
lorsque la lithosphère océanique
et s'enfonce dans le manteau asthénosphérique
 faciès schistes bleus
métagabbros ou métabasaltes
à glaucophane et jadéite
   
 

 déshydratation
 
 éclogites :
des métagabbros ou métabasaltes
à grenat et jadéite.
   



L'eau issue de la déshydratation de la croûte océanique plongeante permet la fusion partielle des péridotites du manteau située au dessus du plan de Wadati-Bénioff, d'où la formation du magma à l'origine des roches magmatiques des zones de subduction.

2) La cristallisation des roches volcaniques et plutoniques à partir du magma

 

 

 magma
= liquide t > 600°C
 
refroidissement rapide,
en surface de la croûte terrestre
 
 refroidissement rapide,
en profondeur dans la croûte terrestre
 Roches magmatiques volcaniques (texture microlithique)    Roches magmatiques plutoniques (texture grenue)
 andésite, rhyolite    granite

 

Réponse de la problématique du III :

Au niveau de la cordillière ou de l'arc magmatique :

Comment expliquer la présence des roches volcaniques ? se forment en surface.

Comment expliquer la présence des roches plutoniques ? se forment en profondeur, puis l'érosion les mets à nues.

Comment expliquer la présence des roches métamorphiques ? on ne sait pas bien.

Conclusion du chapitre :

Schéma-bilan

Convergence : entre 2 lithosphère continentales : collision


 

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La collision continentale


Exemple d'une chaîne de collision : les Alpes occidentales franco-italiennes

 

Orogenèse : formation d'une chaîne de montagne.

Problématique = Quelles sont les étapes de l'orogenèse des Alpes ?

 

I. L'ouverture et l'expansion de l'océan alpin

A. L'ouverture d'un rift en domaine continental

Marge passive = portion de lithosphère faisant la transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale, ne présentant pas d'activité sismique ni volcanique.

Faille : cassure avec mouvements relatifs des 2 parties.

Faille normale : faille se mettant en place lors d'une extension et entraînant par un allongement horizontal et un amincissement des terrains affectés par la faille.

 Bilan


A - 190 Ma, la zone alpine constituée de lithosphère continentale est soumise à une distension (dans le sens nord-ouest/sud-est) et est le lieu d'un rifting (= ouverture d'un rift continental).
A cette époque, la zone alpine est recouverte d'une mer peu profonde.

 

B. L'expansion de l'océan alpin

 Bilan


A - 150 Ma, le rifting s'est poursuivi par l'ouverture de l'océan alpin, c'est-à-dire par la formation de lithosphère océanique séparant la plaque européenne à l'ouest de la plaque adriatique à l'est. L'océan alpin a continué de s'agrandir jusqu'à - 80 Ma.

 

NB : la lithosphère océanique fut amenée en surface par la suite lors de la collision et de l'érosion.

 

II. La subduction de la lithosphère la plaque européenne sous la lithosphère continentale de la plaque adriatique

faciès métamorphique : (= domaine métamorphique) = zone de pression et de température caractérisée par des associations de minéraux métamorphiques.

Le métamorphisme présente une intensité croissante d'ouest en est :

 

 Ouest

 Est
 faible métamorphisme  fort métamorphisme
 

  faciès schistes verts
(minéraux :
chlorite + actinote)

 faciès schistes bleus
(minéraux :
glaucophane + jadéite)

  faciès éclogites
(minéraux :
jadéite + grenat)
 


Ce métamorphisme haute pression - basse température est le marqueur d'une subduction.

 Bilan


Entre - 70 Ma à - 50 Ma :
subduction de la lithosphère océanique de la plaque européenne sous la lithosphère continentale de la plaque adriatique, c'est-à-dire d'ouest en est.

De plus, présence de roches métamorphiques de la croûte continentale contenant de la coésite, un minéral métamorphique issu de la transformation à très haute-pression du quartz.
D'où faciès métamorphique ultra haute pression.

 Bilan
Vers - 40 Ma, subduction de la lithosphère continentale de la plaque européenne sous la lithosphère continentale de la plaque adriatique (d'ouest en est)
La lithosphère continentale plongeante fut soumise à de fortes pressions. Mais la faible densité de la croûte continentale plongeante a entraîné rapidement le blocage de la subduction de la lithosphère continentale.

NB : les lithosphères océaniques et continentales plongeantes de la plaque européenne furent amenées en surface par la suite lors de la collision et de l'érosion.

 

III. La collision donnant naissance aux reliefs des Alpes

 

Le blocage de la subduction a entraîné la collision entre la lithosphère continentale de la plaque européenne et celle de la plaque adriatique.

Dans les Alpes actuelles, on observe en surface :

- des failles inverses (= failles se mettant en place lors d'une compression et entraînant un raccourcissement horizontal et un épaississement des terrains affectés par la faille).
- des plis (= déformations des couches géologiques)
- des chevauchements (= recouvrement d'un terrain par un autre terrain)
- des charriages (= chevauchements de grande ampleur. La nappe de charriage est l'ensemble des terrains déplacés venu recourir un terrain initialement éloigné du précédent).

On observe en profondeur l'empilement de plusieurs écailles les unes sur les autres, due à la collision.
La racine crustale est l'écaille de croûte continentale la plus profonde.
Le Moho, situé à la base de la racine crustale, se trouve à une profondeur importante : à 50 km (au lieu de 30 km en moyenne).
L'ensemble de structures superficielles et profondes s'est mis en place lors d'une tectonique en compression, lors de la collision entre la plaque adriatique et la plaque européenne.

 Bilan
A partir de - 40 Ma :
La collision entre les 2 parties continentales des plaques se traduit par un raccourcissement horizontal et un épaississement de la lithosphère, conduisant à la formation de reliefs élevés.

Cette collision se poursuit encore de nos jours et s'accompagne d'une remontée de la racine crustale.

De plus on observe :


- d'une érosion qui tend à aplanir les reliefs,
- d'une fusion partielle de la croûte située en profondeur, entrainant la formation de roches plutoniques comme le granite.

Conclusion du chapitre : Voir schéma-bilan sur feuille. Les autres chaînes de collision : les Pyrénées, l'Himalaya.


 

 

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