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1.La subduction : une zone de convergence

?La convergence lithosphériquese 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 subduc- tion sont appelées aussi marges actives. ?À la surface du globe, on distingue deux grands types de zones de sub- duction 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 super- ficielle et profonde : - le creusement au niveau de la marge active d"une dépression appelée la fosse océanique; - la formation de chaînes de montagnesrécentes; - la mise en place d"une activité magmatiqueintense au niveau d"un arc magmatique; - la formation d"un prisme d"accrétionconstitué essentiellement de sédi- ments océaniques déformés; - la présence d"un bassin arrière-arc(dans le cas d"une subduction océan- océan).

CHAPITRE 4LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE

Les caractéristiques des zones de subduction

L 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. 85
courssavoir-faireLipunLocahhsttemlL

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"accom- pagne de phénomènes tels qu"une activité sismique importante.

CROÛTE CONTINENTALE

bassin arrière-arc fosse océaniqueprisme d"accrétionarc magmatique MOHO

BASE DE LA LITHOSPHÈRE

B A S E D E L AL I T H O SPH R E croûte océanique Ne pas confondre les deux types de subduction : océan-océan et continent-océan. Elles présentent certaines différences au niveau morphologique (fosse, prisme d"accrétion).

L"erreur classique à éviter

1.La localisation des séismes au niveau

des zones de subduction ?Les foyers des séismesont 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 kilo- mètres 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.

CHAPITRE 4LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE

é5 Les séismes associés aux zones de subduction L"enfoncement de la plaque lithosphérique s"accompagne d"une acti- vité sismique importante. Ces phénomènes sismiques représentent les premiers marqueurs des zones de subduction. 87
courssavoir-faireLipunLocahhsttemlL

2.Les séismes profonds se distribuent de manière

particulière ?Wadati et Benioff ont montré que des foyers sismiquesse disposaient glo- balement 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 per- mis 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 pendagechangeant 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. Ne pas confondre les différentes origines des séismes. Leur localisation particulière permet de mettre en évidence les particularités des zones de subduction.

L"erreur classique à éviter

1.Les marges actives présentent des anomalies

thermiques ?Le flux de chaleur représente la quantité de chaleur traversant une sur- face en un temps donné. À la surface de la Terre, le flux moyen est d"envi- ron 1,2?cal/cm 2 /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 chaleurest particulière. En effet, on observe une anomalie négative à l"aplomb de la fosse océanique et une anomalie positive associée à l"arc magmatique.

4-3. Variation du flux thermique au travers d"une marge active.

1 O

èMbErgjélChzbé

à?cal/cm

2 /s) anomalie positive omvCoMhérm"xoghké iaLW îît

CHAPITRE 4LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE

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. 89
courssavoir-faireLipunLocahhsttemlL ?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 aug- mentation de sa densité. Celle-ci se traduit par un approfondissement pro- gressif 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 subduc- tion débute. La différence de densitéentre la lithosphère océanique et l"as- thénosphère constitue donc le moteur essentiel de la subduction. 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.

L"erreur classique à éviter

Le magmatisme des marges actives

CHAPITRE 4LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE

A1 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 géné- rées dans un contexte de subduction : - l"andésite (roche volcanique) et le granodiorite (roche plutonique) représentent les roches magmatiques caractéristiquesdes 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 cen- taine de kilomètres de profondeur (sous des pressions de 3000 mégapas- cals et à des températures de plus de 1000 °C), des phénomènes inter- viennent le long du plan de Bénioff : -la croûte océanique se déshydratepar transformations minéralogiques de ses roches et libère des fluides qui migrent dans le manteau chaud sus- jacent. Il y a, à ce stade, apparition de minéraux caractéristiques du méta- morphisme de haute pression et basse température des zones de subduc- tion (glaucophane, grenat, jadéite); - l"hydratation du manteau aboutit à la fusion partielle des périodotitespar abaissement du point de fusion au-dessus du plan de Bénioff. Le magma formé migre vers la surface en interagissant avec les matériaux du man- teau lithosphérique et de la croûte; - à l"intérieur de la croûte, le magma est le plus souvent stocké dans des réser- voirsavant son éruption en surface sous forme de roches volcaniques ou sa cristallisation totale en profondeur sous forme de roches plutoniques. 91
courssavoir-faireLipunLocahhsttemlL

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. croûte continentale croûte océanique profondeur (km)0 50
100
MOHO O U O 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.

L"erreur classique à éviter

La formation des chaînes de montagnes

g

LaLes marqueurs des chaînes de montagnes

?L"étude de profils sismiques montre que les chaînes de montagnes pré- sentent 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 crustaleest profonde. ?Les failles, les pliset les charriagesreprésentent les marqueurs tecto- niques. Ces marqueurs traduisent l"emboutissage des deux masses conti- nentales. 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 raccourcissementde 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 profon- deur qui permet la mise en place de roches plutoniques. ?Après la collision, la chaîne de montagnes est soumise, en surface, au processus d"érosionqui tend à ramener la croûte continentale à son épais- seur normale.

CHAPITRE 4LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE

Aû 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. 93
courssavoir-faireLipunLocahhsttemlL

3.Bilan de la dynamique lithosphérique

L"ouverture océanique, qui correspond à un écartement des continents doit être nécessairement compensée par un rapprochement des conti- nents dans d"autres zones du globe. Les chaînes de montagnes sont donc la conséquence de l"ouverture des océans.

4-5. Différentes étapes conduisant à la formation d"une chaîne de montagnes.

stade 1 = rifting continental stade 2 = ouverture océanique stade 3 = expansion océanique stade 4 = subduction stade 5 = collision

CROÛTE OCÉANIQUECROÛTE CONTINENTALE

yideti8rî8JAaut8a 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).

L"erreur classique à éviter

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