Convergence lithospherique 178KB Nov 22 2013 08:00:56 PM

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CHAPITRE 4 LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
1 Les caractéristiques des zones
de subduction
La lithosphère est découpée en douze plaques. Les limites de ces
plaques constituent les zones actives de la planète avec, notamment,
des séismes fréquents. On distingue ainsi trois limites de plaque : des
zones de divergence, des zones de convergence et des zones de failles
transformantes.
1.
La subduction : une zone de convergence
● La convergence lithosphérique se traduit par un rapprochement des
plaques lithosphériques et par leur résorption, processus complémentaire
de la formation de la lithosphère qui se produit au niveau des dorsales
océaniques au niveau d’une zone de subduction. Ces zones de subduction sont appelées aussi marges actives.
À la surface du globe, on distingue deux grands types de zones de subduction suivant la plaque chevauchante : soit la lithosphère océanique
s’enfonce sous une lithosphère continentale (cas de la chaîne andine),
soit la lithosphère océanique s’enfonce sous une lithosphère océanique
(cas du Japon).
●
2. La morphologie des zones de subduction
● Les zones de subduction sont caractérisées par leur morphologie superficielle et profonde :
– le creusement au niveau de la marge active d’une dépression appelée la
fosse océanique ;
– la formation de chaînes de montagnes récentes ;
– la mise en place d’une activité magmatique intense au niveau d’un arc
magmatique ;
– la formation d’un prisme d’accrétion constitué essentiellement de sédiments océaniques déformés ;
– la présence d’un bassin arrière-arc (dans le cas d’une subduction océanocéan).
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arc magmatique
bassin arrière-arc
prisme d’accrétion
fosse océanique
CROÛTE CONTINENTALE
O
TH
O SP
HÈR
E
LI
LA LIT H
LA
DE
BA
SE
DE
B
E
AS
SP
HÈ
RE
MOHO
croûte océanique
4-1. Morphologie d’une zone de subduction.
● On distingue ainsi les marges actives des marges passives. Mais d’autres
éléments caractérisent ces marges actives. En effet, la subduction s’accompagne de phénomènes tels qu’une activité sismique importante.
L’erreur classique à éviter
Ne pas confondre les deux types de subduction : océan-océan
et continent-océan. Elles présentent certaines différences au niveau
morphologique (fosse, prisme d’accrétion).
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CHAPITRE 4 LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
2 Les séismes associés aux zones
de subduction
L’enfoncement de la plaque lithosphérique s’accompagne d’une activité sismique importante. Ces phénomènes sismiques représentent les
premiers marqueurs des zones de subduction.
1.
La localisation des séismes au niveau
des zones de subduction
● Les foyers des séismes ont une profondeur croissante lorsque l’on
s’éloigne de la plaque océanique subductée. On peut ainsi distinguer les
séismes superficiels se distribuant jusqu’à une profondeur de 30 kilomètres et, au-delà, les séismes de profondeur.
● Les tremblements de terre superficiels concernent la plaque chevauchante.
Ces séismes sont associés à l’activité volcanique de l’arc magmatique.
● Les tremblements de terre plus profonds sont attribués à l’enfoncement
de la plaque en subduction dans le manteau.
4-2. Répartition des foyers sismiques de surface (cercles vides) et profonds
(cercles pleins) au niveau des zones de subduction.
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2. Les séismes profonds se distribuent de manière
particulière
Wadati et Benioff ont montré que des foyers sismiques se disposaient globalement sur un plan incliné à 45 °. Ce plan incliné représente la surface
sismique séparant la plaque chevauchante de la plaque subduite. Ce plan
se nomme plan de Wadati-Benioff, des noms de ses deux découvreurs.
●
Cette surface sismique matérialise le plongement d’une portion rigide de
la lithosphère océanique à l’intérieur du manteau plus chaud et plus ductile.
●
L’étude de la répartition des foyers sismiques en profondeur a ainsi permis d’identifier le panneau lithosphérique plongeant dans l’ensemble des
marges actives de la planète.
●
● Une même surface de Wadati-Benioff peut présenter, d’un point à
l’autre, un pendage changeant et, d’une zone de subduction à une autre,
le pendage moyen varie fortement. Ainsi le pendage est de 10° sous les
Andes australes et de plus de 80° sous les Mariannes.
L’erreur classique à éviter
Ne pas confondre les différentes origines des séismes. Leur localisation
particulière permet de mettre en évidence les particularités des zones
de subduction.
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CHAPITRE 4 LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
3 Le moteur de la subduction
L’étude thermique des zones de subduction permet de confirmer les
données apportées par la sismologie sur la dynamique des marges
actives mais elle permet aussi de comprendre pour quelles raisons la
plaque lithosphérique plonge dans le manteau.
1.
Les marges actives présentent des anomalies
thermiques
● Le flux de chaleur représente la quantité de chaleur traversant une surface en un temps donné. À la surface de la Terre, le flux moyen est d’environ 1,2 ␮cal/cm2/s. Lorsque le flux est supérieur à la valeur moyenne, on
parle d’anomalie positive ; lorsque le flux est inférieur à la valeur moyenne,
on parle d’anomalie négative.
● Au niveau des zones de subduction, la répartition des flux de chaleur est
particulière. En effet, on observe une anomalie négative à l’aplomb de la
fosse océanique et une anomalie positive associée à l’arc magmatique.
flux thermique
(␮cal/cm2/s)
anomalie positive
anomalie négative
2
1
ARC
FOSSE
4-3. Variation du flux thermique au travers d’une marge active.
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● La présence d’une anomalie négative au voisinage de la fosse s’interprète
comme l’enfoncement du panneau lithosphérique froid. La lithosphère
océanique reste froide parce que la vitesse à laquelle elle s’enfonce est trop
importante pour atteindre l’équilibre thermique avec son environnement.
● La présence d’une anomalie positive associée à l’arc magmatique reflète
l’intrusion et l’accumulation de magmas à la base de la croûte de la
plaque chevauchante.
2. La lithosphère océanique évolue thermiquement
● En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit,
s’hydrate et s’épaissit : sa limite inférieure empiète progressivement sur
l’asthénosphère.
L’épaississement de la lithosphère océanique s’accompagne d’une augmentation de sa densité. Celle-ci se traduit par un approfondissement progressif du plancher océanique.
●
● Lorsque la densité de la lithosphère océanique a dépassé la densité de
l’asthénosphère, la plaque lithosphérique tend à s’y enfoncer : la subduction débute. La différence de densité entre la lithosphère océanique et l’asthénosphère constitue donc le moteur essentiel de la subduction.
L’erreur classique à éviter
Ne pas confondre le flux de chaleur représentant la quantité de chaleur
par unité de surface et le géotherme qui représente l’évolution
de la température avec la profondeur.
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CHAPITRE 4 LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
4 Le magmatisme des marges actives
Souvent associées à une sismicité importante, les zones de subduction
se caractérisent aussi par une mise en place de roches d’origine variée.
1.
Les marges actives présentent des roches
caractéristiques
● Des roches magmatiques et métamorphiques particulières sont générées dans un contexte de subduction :
– l’andésite (roche volcanique) et le granodiorite (roche plutonique)
représentent les roches magmatiques caractéristiques des zones de
subduction ;
– le méta-gabbro et le méta-basalte constituent les roches métamorphiques
de haute pression et basse température (faciès schistes bleus, éclogite)
caractéristiques des marges actives.
2. Le magma a une origine complexe
● Lors de son plongement, la lithosphère océanique froide rencontre des
températures et des pressions de plus en plus élevées. À partir d’une centaine de kilomètres de profondeur (sous des pressions de 3 000 mégapascals et à des températures de plus de 1 000 °C), des phénomènes interviennent le long du plan de Bénioff :
– la croûte océanique se déshydrate par transformations minéralogiques de
ses roches et libère des fluides qui migrent dans le manteau chaud susjacent. Il y a, à ce stade, apparition de minéraux caractéristiques du métamorphisme de haute pression et basse température des zones de subduction (glaucophane, grenat, jadéite) ;
– l’hydratation du manteau aboutit à la fusion partielle des périodotites par
abaissement du point de fusion au-dessus du plan de Bénioff. Le magma
formé migre vers la surface en interagissant avec les matériaux du manteau lithosphérique et de la croûte ;
– à l’intérieur de la croûte, le magma est le plus souvent stocké dans des réservoirs avant son éruption en surface sous forme de roches volcaniques ou sa
cristallisation totale en profondeur sous forme de roches plutoniques.
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croûte
continentale
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3
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MOHO
50
2
H2O
1
100
croûte océanique
profondeur
(km)
4-4. Genèse du magmatisme des marges actives : la déshydratation de la croûte
océanique (1) permet la formation d’un magma par fusion partielle du manteau
supérieur (2) ; le magma ainsi formé peut être stocké dans la croûte continentale (3).
● La composition de la croûte continentale est proche de celle des roches
magmatiques des zones de subduction ce qui laisse supposer que la mise
en place de la croûte continentale est liée au mécanisme de subduction.
L’erreur classique à éviter
Bien comprendre les différentes étapes qui permettent d’aboutir
à la formation d’un magma. Le solidus de la péridotite est modifié lors
de la déshydratation de la croûte océanique et croise alors le géotherme.
Cela aboutit à la fusion partielle de la péridotite.
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CHAPITRE 4 LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
5 La formation des chaînes
de montagnes
La plupart des chaînes de montagne résultent de la collision entre
deux continents. Cet affrontement continental est l’aboutissement du
phénomène de convergence des plaques lithosphériques. Elle fait donc
suite au phénomène de subduction.
1.
Les marqueurs des chaînes de montagnes
● L’étude de profils sismiques montre que les chaînes de montagnes présentent une épaisseur importante. Alors que la croûte continentale a une
épaisseur moyenne d’environ 30 kilomètres, celle-ci peut atteindre près
de 70 kilomètres sous les Alpes franco-italiennes.
● Les chaînes de montagnes ont un relief élevé. Ces reliefs sont d’autant
plus élevés que la racine crustale est profonde.
● Les failles, les plis et les charriages représentent les marqueurs tectoniques. Ces marqueurs traduisent l’emboutissage des deux masses continentales. La densité des deux croûtes continentales est équivalente. Par
conséquent, aucune d’elles ne peut passer sous l’autre. Le rapprochement
des croûtes continentales ne peut se résoudre que par des déformations
liées à la collision de ces deux masses.
● L’ensemble de ces marqueurs démontre que les chaînes de montagnes
sont des lieux de raccourcissement de la lithosphère continentale.
2. L’évolution tardive des chaînes de montagnes
● L’épaisseur crustale importante des chaînes de montagnes conduit à
une augmentation anormale de la température et de la pression à la base
de la croûte continentale. Ceci conduit à une fusion partielle en profondeur qui permet la mise en place de roches plutoniques.
● Après la collision, la chaîne de montagnes est soumise, en surface, au
processus d’érosion qui tend à ramener la croûte continentale à son épaisseur normale.
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3. Bilan de la dynamique lithosphérique
L’ouverture océanique, qui correspond à un écartement des continents
doit être nécessairement compensée par un rapprochement des continents dans d’autres zones du globe. Les chaînes de montagnes sont donc
la conséquence de l’ouverture des océans.
CROÛTE CONTINENTALE
stade 1 = rifting
continental
MANTEAU SUPÉRIEUR
CROÛTE OCÉANIQUE
stade 2 = ouverture
océanique
stade 3 = expansion
océanique
stade 4 = subduction
stade 5 = collision
4-5. Différentes étapes conduisant à la formation d’une chaîne de montagnes.
L’erreur classique à éviter
Ne pas confondre les chaînes de montagnes des zones de subduction
(type chaîne andine) et les chaînes de montagnes résultant
de la collision (type chaîne alpine).
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