Chapitre 4 : La dynamique des zones de convergence lithosphérique

« Chapitre 4 : La dynamique des zones de convergence lithosphérique I - Convergence et subduction Subduction : phénomène de convergence lithosphérique, marquée par la disparition de la lithosphère océanique froide et dense (= plaque plongeante, chevauchée, subduite) dans une asthénosphère moins dense, sous une plaque lithosphérique chevauchante qui est : - soit continentale, Cordillère des Andes - soit océanique (plus jeune) Japon A.

Les marqueurs de la subduction Les zones de subduction sont caractérisées par : - Un relief négatif : une fosse - Un relief positif : une chaîne volcanique, disposés parallèlement et en limite de plaques Ces reliefs témoignent de déformations importantes qui résultent de contraintes, de forces compressives. Une zone de subduction montre la présence de nombreux foyers de séismes. De plus, il y a également la présence d’une zone où les ondes sismiques ont une vitesse plus élevée que la normale et s’enfoncent depuis la fosse océanique en passant sous l’arc volcanique.

Cette anomalie de vitesse correspond à un matériau froid.

Cela correspond donc à l’enfoncement d’une lithosphère océanique froide sous une lithosphère plus chaude.

Cet enfoncement est à l’origine de la disposition particulière des foyers des séismes en profondeur. B.

Le magmatisme des zones de subduction 1) Magmatisme explosif et diversité rocheuse L’abondance des roches plutoniques dans les zones de subduction s’explique par la remontée d’une grande quantité de magma qui n’atteint pas la surface en raison de sa viscosité élevée. Les zones de subduction sont marquées par un volcanisme explosif caractérisé par des coulées pyroclastiques de matériel chaud et des nuées ardentes, violentes coulées de gaz et de cendres (300°C, 200 à 600 km/h).

Les édifices volcaniques présentent un dôme de lave mis en place à la fin de chaque éruption (création d’un cratère) et détruit lors de l’éruption suivante.

L’éruption est provoquée par l’accumulation des gaz dans le magma visqueux (T° faible 800°C, magma acide c’est à dire riche en silice).

La viscosité (résistance face à l’écoulement) est le résultat des frictions internes provenant des différentes liaisons chimiques à l’intérieur du magma et notamment des liaisons SiO2. Dans les zones de subduction on peut trouver : - en surface, différentes roches volcaniques à caractère plutôt acide comme la rhyolite, la dacite ou encore l’andésite. - en profondeur on trouve des roches plutoniques de même composition chimique que leur équivalente de surface à savoir : granite, granodiorite ou diorite.

Les roches magmatiques se caractérisent selon leur composition chimique et particulièrement selon leur richesse en silice. Les andésites sont des roches à structure microlitiques (pâte +cristaux), témoignant d’un refroidissement rapide lié à la mise en place du magma en surface.

Ce sont donc des roches magmatiques volcaniques. La diorite est issue du même magma que l’andésite mais est entièrement cristallisée et composée de cristaux collés les uns aux autres : on parle de structure grenue.

Les roches encaissantes (entourant le magma) ont maintenu la chaleur du magma immobilisé en profondeur, ce qui a permis à tous les éléments chimiques de s’associer ne formant ainsi que des minéraux.

Le magma est donc entièrement cristallisé en profondeur et forme une masse de roche plus ou moins sphérique appelée “pluton”.

Ce sont des roches magmatiques plutoniques. On appelle “granitoïdes”, l’ensemble des roches de composition chimique proche d’un granite et de structure grenue.

85 % du magma produit dans les zones de subduction, cristallise en profondeur formant granites et granitoïdes.

75 à 85 % des granites et granitoïdes de la planète proviennent des zones de subduction. On appelle “batholite”, un ensemble de nombreux massifs de roches plutoniques.

Ils sont nombreux sur la planète (ex : Sierra Nevada USA. Batholite de la Sierra Nevada). 2) Origine du magma des zones de subduction Le magma est produit entre 45 et 110 km de profondeur, ce qui correspond à la plage de profondeur pour laquelle le géotherme dépasse le solidus de la péridotite hydratée.

Dans ces conditions, la péridotite du coin de manteau chevauchant entre en fusion partielle. La fusion des péridotites ne peut avoir lieu en l’absence d’eau.

La condition nécessaire à la fusion de la péridotite est donc un apport en eau, qui décale le solidus de la péridotite vers des températures nettement plus basses. Lors de sa remontée vers la surface, le magma refroidit lentement et subit une cristallisation fractionnée.

Au fur et à mesure que les minéraux cristallisent, la composition chimique du magma résiduel change.

Ainsi le même magma peut tout d’abord être à l’origine d’une diorite puis d’un granite.

De plus, la nature de la roche obtenue dépend aussi de la vitesse de refroidissement du magma : - roche plutonique grenue si le magma refroidit lentement en profondeur - roche volcanique microlitique si le magma atteint la surface et y refroidit rapidement (éruption volcanique). 3) Le métamorphisme de subduction Le métagabbro faciès schistes bleus contient l’amphibole glaucophane (domaine de stabilité se situant à environ 40 km de profondeur et 300 °C). Le métagabbro faciès éclogite contient des grenats et de l’omphacite (domaine de stabilité se situant à environ 60 km de profondeur et 500 °C). Au cours de la subduction, les métagabbros passent successivement du faciès schistes verts au faciès schistes bleus puis éclogite.

La.... »