Subduction
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Subduction – Collision I. Convergence et subduction de la lithosphère océanique Zone de convergence : Affrontement de deux plaques Deux types de subduction possible : Marge active (frontière entre continent et océan : lithosphère océanique passe sous lithosphère continentale) : (voir schéma) Arc insulaire actif (frontière de plaques océaniques : lithosphère océanique passe sous lithosphère océanique) : (voir schéma) Critères des zones de subduction : Caractéristiques tectoniques : - Activité sismique importante dû au frottement des plaques (séisme superficiel : inférieur à 100km de profondeur et entre la fosse et les volcans ; séisme très profond : entre 100 et 700km de profondeur et au delà des volcans). - Volcanisme actif et explosif Caractéristiques morphologiques : - Fosse (point d’inflexion de la plaque plongeante, sa profondeur dépend de l’angle du plan de Wadati-Benioff) - Cordillère (si marge active) ou arc insulaire actif - Prisme sédimentaire (sédiments déposés puis raclés au fond de l’océan) (sauf si l’angle du plan de Wadati-Benioff est supérieur à 80°) Origine des mouvements de convection : Formation de la lithosphère océanique (chaude et légère) au niveau de la dorsale Augmentation de sa densité due à l’accumulation des sédiments et à son épaississement au profit de l’asthénosphère Lithosphère océanique plus dense que l’asthénosphère, va plonger lorsqu’elle va rencontrer un obstacle, selon le plan de Wadati-Benioff (plan oblique entre 10 et 80° : selon l’âge de la plaque) Remarque : Pas de croûte continentale supérieure à 180 millions d’années disparition de la lithosphère océanique. Roches liées à la zone de subduction : Origine des roches magmatiques : Fusion partielle des péridotites (1 000°C) de la plaque chevauchante du manteau lithosphérique (100km) due à l’eau de mer de la plaque plongeante (lithosphère océanique) Basalte (en pilo) : roche magmatique – volcanique – structure microlitique (pâte de verre, microlites de feldspath, pyroxène, olivine) 1/3 Fred Blain Subduction – Collision Péridotite : roche magmatique – plutonique – structure grenue (olivine) Gabbro : roche magmatique – plutonique – structure grenue feldspath, pyroxène croûte océanique + H2O ↘T° Métagabbro : Schiste vert roche métamorphique feldspath, pyroxène, chlorite, amphiboles (hornblende, actinote) lors de l’expansion océanique ↗↗↗P ↗T° Métagabbro : Schiste bleu roche métamorphique lors de la plongée de la lithosphère océanique - H2O ↗↗↗P Faible ↗T° Eclogite : roche métamorphique lors de la plongée de la lithosphère océanique Métamorphisme : Transformation minéralogique et structurale d’une roche à l’état solide par changement de température et/ou de pression 2/3 Fred Blain Subduction – Collision Remarque : L’eau (sous forme de vapeur d’eau) libérée par les roches métamorphiques va hydrater les péridotites des la lithosphère de la plaque chevauchante diminution du point de fusion fusion partielle des péridotites et formation d’une chambre magmatique II. Convergence et collision continentale Caractéristiques d’une compression : - Plis Failles inverses Charriages Reliefs Racine crustale (épaississement de la croûte continentale) Raccourcissement horizontal Epaississement vertical Roches Roches témoins d’une compression : - Roches métamorphiques de haute pression : roches feuilletées (ex : ardoise, schiste) Roches témoins de l’océan : complexes ophiolitiques (basaltes, gabbros, serpentinites) Complexes ophiolitiques métamorphisés (schistes bleus, éclogites) Roches témoins d’une grande profondeur d’eau et de l’expansion océanique : radiolarites (roches sédimentaires, siliceuses) Ouverture et fermeture de l’océan : (voir schéma) Orogenèse : Formation d’une chaine de montagne 3/3 Fred Blain