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Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

Introduction

Introduction – Nous avons vu que les zones de convergences tectoniques correspondent à des régions très actives d’un point de volcanique et tectonique. Les régions présentant les plus forts risques sismiques se trouvent dans des zones de convergence (Himalaya, Japon, Indonésie, …) et il en est de même pour les régions avec les risques volcaniques les plus importants.

Problématique

Comment peut-on expliquer l’activité géologique observée au niveau des zones de convergence ? L’activité sismique et volcanique est-elle liée à la convergence des plaques tectoniques ?

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I – La subduction océanique, le plongement d’une plaque lithosphérique océanique

Problème : que deviennent les plaques dans les zones de convergence ?

1) La mise en évidence du plongement de la lithosphère océanique

Dans les zones de convergence océan/continent ou océan/océan, on observe la présence de reliefs négatifs très marqués : les fosses océaniques.

Représentation de différents plans de Wadati-Benioff dans différentes zones de subduction du Pacifique

Au voisinage de ces fosses, les scientifiques ont constaté une répartition particulière des foyers sismiques : plus on s’éloigne de la fosse, plus les foyers des séismes sont profonds, parfois jusqu’à 700km de profondeur formant un plan incliné, appelé plan de Wadati-Benioff.

Si l’on se réfère au modèle PREM, à 700km de profondeur, il y a du manteau asthénosphérique, or celui-ci est ductile. Il ne devrait pas y avoir de rupture (c’est mou !), et donc pas de séisme.

Cette répartition des foyers a donc été expliquée par l’existence d’un plongement d’une plaque lithosphérique sous une autre plaque. En plongeant, la plaque se déforme, subit des ruptures provoquant des séismes. C’est le modèle de la subduction.

Schéma du plongement d’une lithosphère océanique lors d’une subduction

Le plongement des plaques a depuis été confirmé par les observations de tomographies sismiques. Les anomalies de vitesse négatives observées dans les zones de subduction sont interprétées comme des panneaux de lithosphère plus froide, plongeant dans de l’asthénosphère plutôt chaude.

2) Les deux types de subduction

On peut représenter deux modèles simplifiés de subduction : les subductions océan-océan et les subductions océan-continent.

Dans un cas, la lithosphère océanique (généralement plus âgée) plonge sous une autre lithosphère océanique et l’on observe derrière la fosse un arc formé d’îles volcaniques (ex : les Antilles).

Dans l’autre cas, la lithosphère océanique plonge sous la lithosphère continentale et on observe derrière la fosse une chaîne de montagne avec une forte activité volcanique (exemple : La Chaîne des Andes).

Schéma de comparaison entre deux types de subduction

3) Les causes de la subduction

L’augmentation de la densité de la lithosphère océanique (subsidence thermique vue au chapitre 3) est à l’heure actuelle considérée comme le principal de la subduction. La lithosphère en s’épaississant devient plus dense que l’asthénosphère sous-jacente, ce qui déclenche (tôt ou tard) son plongement.

Schéma montrant l’évolution de la lithosphère océanique au cours de son vieillissement pendant l’éloignement de la dorsale

Ce mécanisme explique l’absence de croûte océanique plus vieille que 150-180 millions d’années (Ma).

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II – Le magmatisme associé aux zones de subduction

Problème : comment peut-on expliquer le magmatisme associé aux zones de subduction et ses particularités ?

1) Observations du volcanisme et des roches associées aux zones de subduction

Le volcanisme associé aux zones de subduction est un volcanisme de type explosif lié à des magmas visqueux et riche en gaz (CO2, H2O).

Les principales roches observées dans ce contexte sont par exemple :

  • des andésites formées par refroidissement rapide des magmas ; ces roches ont une texture microlithique et on y observe au microscope des cristaux de feldspath plagioclase et d’amphibole (minéral hydroxylé)
  • des granodiorites, formées par refroidissement lent dans une chambre magmatique ; ces roches ont une texture grenue et on y observe au microscope des feldspaths plagioclase, des feldspaths alcalins et des amphiboles ;

On a donc un volcanisme et des roches associées très différent de celui des dorsales. Comment se forment les magmas des zones de subduction ?

2) L’origine du magmatisme des zones de subduction

L’analyse chimique des roches et magmas associés aux zones de subduction permet de suspecter l’intervention de l’eau dans les processus magmatiques.

En laboratoire, les géologues ont effectivement constaté que les péridotites hydratées présentaient une courbe du solidus décalée, et donc qu’elles fondaient à plus faible température.

Schéma montrant l’influence de l’eau sur le solidus de la péridotite

Le modèle proposé est le suivant : l’hydrothermalisme vu au chapitre 3, entraine la formation de minéraux hydratés/hydroxylés dans la lithosphère océanique (amphiboles, chlorite) ; lors du plongement de celle-ci en subduction, cette eau est libérée et hydrate le coin de manteau sus-jacent ; cette hydratation associée aux conditions PT du coin de manteau permet la fusion des péridotites ; les magmas remontent à travers la lithosphère et sont à l’origine du volcanisme observé.

Schéma montrant l’origine de l’eau expliquant le magmatisme dans les zones de subduction

3) L’évolution des magmas au cours de leur ascension

La traversée de la lithosphère océanique ou continentale ralentit la remontée des magmas. Cela entraîne une différenciation des magmas ce qui explique la diversité des roches observées dans ces zones.

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III – La collision, convergence entre deux plaques lithosphériques continentales

Problème : que se passe-t-il dans les zones de convergence continent-continent ?

1) Observations des roches et des structures dans une chaîne de montagne

Lors de la convergence de deux plaques lithosphériques continentales, on observe la présence d’une chaîne de montagne (Himalaya, Alpes).

L’étude des roches et des paysages dans ces chaînes de montagnes montre plusieurs éléments :

  • on observe de nombreux plissements ;
  • on observe de nombreuses failles chevauchantes ;
  • on observe parfois des traces d’une croûte océanique (ophiolite) ;

Schéma montrant les marqueurs d’une zone de collision

2) Les mécanismes de l’épaississement de la croûte continentale dans zone de collision

Lors de la convergence de deux plaques lithosphériques formées de croûte continentale, il se produit une collision.

Les deux lithosphères ont la même densité et leur rapprochement est accommodé par des déformations ; plis, failles chevauchantes, failles inverses. Cela aboutit à un épaississement de la croûte (confirmé notamment par les études sismiques).

Schéma d’une zone de collision

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Conclusion

L’ensemble des observations et des informations collectées en étudiant la structure de la Terre et la dynamique de la lithosphère permet d’aboutir à un modèle sur la dynamique interne de la Terre et notamment pour la croûte et le manteau.

Si l’on repart de l’étude du géotherme on constate que la pente est forte dans la croûte ce qui s’explique par une perte de chaleur par conduction.

Dans le manteau, la pente est plus faible. Les géologues pense que cela est du à des pertes de chaleurs par convection. Autrement dit, la chaleur dans le manteau s’évacue par des mouvements lents des roches.

En couplant ce modèle convectif aux observations sur les mouvements de la lithosphère, on arrive à un modèle de dynamique interne du manteau ou les zones de dorsales se situeraient à l’aplomb des panaches mantelliques ascendants  tandis que les subductions correspondraient aux mouvements convectifs descendants.

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Voici quelques exemples possibles de sujets de bac sur ce chapitre :

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