Dynamique des Zones de Convergence

Dynamique des Zones de Convergence

• Ce chapitre examine la subduction de la lithosphère océanique dans des contextes de convergence des plaques tectoniques.
• Il explore également les phénomènes de subduction et de collision impliquant des plaques continentales.

Zones de Subduction

• La lithosphère océanique se forme aux dorsales océaniques.
• La lithosphère océanique s'éloigne de la dorsale avec l'âge mais n'excède pas 200 millions d'années.
• Les roches de la lithosphère continentale peuvent atteindre 3,8 milliards d'années.
• La lithosphère océanique disparaît dans une zone de subduction.

Topographie des Zones de Subduction

• On distingue deux caractéristiques topographiques.
• Il s'agit d'une fosse profonde de plusieurs kilomètres et d'une chaîne de montagnes étroite alignée le long de la fosse.
• Les zones de subduction présentent une activité sismique et volcanique.

Répartition des Foyers Sismiques

• Benioff et Wadati ont étudié la répartition des séismes dans les fosses océaniques dans les années 40
• Les séismes sont répartis de manière atypique prés des fosses océaniques.
• Les séismes sont d'autant plus profonds que l'on s'éloigne de la fosse en direction du continent.
• Le plan de Wadati-Benioff fut établi suite à cette étude.

Tomographie Sismique

• Des études de tomographie sismique par Oliver, Isacks et Sykes révèlent des vitesses d'ondes plus rapides que la normale au niveau du plan de Benioff.
• La vitesse des ondes varie selon la densité, qui dépend de la température des matériaux : les matériaux froids sont plus denses et les ondes voyagent plus vite.
• Le plan de Wadati-Benioff semble correspondre à du matériel froid.
• L'étude des données sismiques permet de modéliser la distribution des températures dans une zone de subduction.
• Ces zones présentent une disposition caractéristique des isothermes.

Disparition de la Lithosphère Océanique

• La zone de matériel froid détecté sous la zone de subduction est associée à la lithosphère océanique.
• Au niveau des fosses océaniques, la lithosphère océanique plonge dans l'asthénosphère plus chaude et ductile ; ce processus est la subduction.
• Hess et Dietz ont validé le modèle selon lequel la croûte océanique se forme dans les dorsales et disparaît dans les zones de subduction.

Magmatisme des Zones de Subduction

• L'activité magmatique en zone de subduction se traduit par un arc magmatique sur la plaque chevauchante, près de la fosse océanique.
• L'éruption du mont Mérapi en 2010, sur l'île de Java en Indonésie, illustre le déroulement de ce type d'activité volcanique.
• C'est un des volcans les plus actifs d'Indonésie, culminant à 2 900 mètres avec une base de 10 km de diamètre.
• Le volcanisme des zones de subduction s'accompagne de séismes, d'explosions, de gaz, de cendres, de nuées ardentes(coulées pyroclastiques) et de laves visqueuses.

Nuée Ardente

• Les nuées ardentes sont un mélange à haute température de gaz volcaniques, de vapeur d'eau et de fragments de lave s'écoulant rapidement près du sol.

Dynamismes Volcaniques

• Le volcanisme se manifeste par l'émission de laves visqueuses, de gaz et de projections.
• On distingue deux types principaux de dynamismes éruptifs selon la nature des matériaux émis et la fluidité du magma.
• Le volcanisme effusif se caractérise par des laves peu visqueuses.
• Le volcanisme explosif projette des matériaux tels que des cendres et des gaz.
• Les marges actives des plaques tectoniques, où se situent les zones de subduction, sont caractérisées par un volcanisme brutal et explosif associé à une forte sismicité.

Viscosité du Magma

• La viscosité du magma, c'est-à-dire sa résistance à l'écoulement, est déterminée par sa teneur en silice.
• Plus un magma est riche en silice, plus il est visqueux, ce qui typique des magmas de subduction.
• Une lave andésitique est 10^6 fois plus visqueuse qu'une lave basaltique.
• La viscosité du magma est liée à sa vitesse de remontée vers la surface : plus il est visqueux, plus il remonte lentement et refroidit vite.
• La forte viscosité bloque le dégazage, entraînant des explosions volcaniques et la formation de nuées ardentes.
• La forte viscosité des laves émises forme un dôme de lave au sommet du volcan.
• Les éruptions sont explosives et violentes, produisant des coulées pyroclastiques et des nuées ardentes meurtrières.
• http://eldesiertoflorido.over-blog.com/2016/09/le-volcanisme-andin.html

Roches des Zones de Subduction

• On trouve deux types de roches magmatiques dans les zones de subduction : des roches volcaniques à structure microlitique et des roches plutoniques à structure grenue.

Roches Volcaniques

• Les andésites et les rhyolites sont des roches volcaniques à structure microlitique, indiquant un refroidissement rapide du magma après son éruption.
• L'andésite est grise, avec un aspect bulleux dû à la présence de gaz et des microcristaux de plagioclase.
• La rhyolite est claire, rosée ou grise, possédant une structure microlitique et des minéraux visibles à l'œil nu comme le quartz et le feldspath.

Roches Plutoniques

• Les roches plutoniques comme les diorites et les granites présentent une structure grenue.
• Cette formation témoigne d'un refroidissement lent du magma en profondeur dans une "bulle" appelée pluton.
• Les granitoïdes désignent un ensemble de roches de composition chimique et de structure grenue proches du granite.
• Ces roches contiennent du quartz, des feldspaths et des micas.
• La diorite est composée de plagioclases, d'amphiboles, de biotite, de muscovite et de pyroxène.
• Les roches volcaniques et plutoniques partagent une composition apparentée issue de la cristallisation d'un même magma, avec présence d'eau.

Formation du Magma dans les Zones de Subduction

• La tomographie sismique révèle une anomalie négative sous les zones de subduction, indiquant une température anormalement chaude dans le manteau lithosphérique continental.
• Connaître les conditions de formation du magma, il est possible d'analyser la répartition des isothermes dans une zone de subduction.
• Les points A, B, C correspondent à des péridotites du manteau lithosphérique.
• Le point D reflète une roche de la croûte océanique plongeante.
• Les points E, F, G correspondent à des péridotites du manteau lithosphérique plongeant.
  • Ces analyses menées en laboratoire sur des échantillons de roche à différentes profondeurs et températures, permettent de tracer la courbe de fusion d'une roche, ou solidus.
• L'étude des solidus révèle qu'un basalte, hydraté ou non, ne peut pas fondre et qu'une péridotite anhydre non plus.
• Seule, une péridotite du manteau de la plaque chevauchante est susceptible de fondre avec une température de fusion abaissée par hydratation.
• Ainsi, le magma des zones de subduction provient de la fusion partielle des péridotites mantelliques hydratées du coin du manteau de la plaque chevauchante.

Hydratation des Péridotites

• Les éléments chimiques des minéraux fondent lorsqu'ils sont atteints, la péridotite commence alors à fondre en séparant le liquide des réseaux cristallins.
• Une fusion partielle produit un magma et une péridotite résiduelle.
• Cette fusion nécessite une hydratation, l'eau provient de la déshydratation des minéraux due à la circulation d'eau (hydrothermalisme) dans les fractures de la lithosphère océanique.
• Le gabbro devient ainsi un métagabbro de faciès schistes verts hydratés, contenant de la chlorite ou actinote.
• En zone de subduction, les métagabbros de faciès schiste vert sont transformés en métagabbros de faciès schiste bleu puis en éclogites, devenant de plus en plus déshydratés.
• L'eau libérée hydrate les péridotites du manteau chevauchant, abaissant leur point de fusion.
• La fusion partielle de ces péridotites donne naissance au magma, un déséquilibre gravitaire peut déclencher la subduction en raison du vieillissement de la lithosphère.
• Ces réactions se manifestent par différents faciès métamorphiques liés à l'hydratation et à la déshydratation.

Évolution du Magma

• Les minéraux cristallisent pendant le refroidissement du magma à différentes vitesses.
• Les minéraux ferromagnésiens cristallisent en premier, mais l'olivine, le pyroxène et le plagioclase sont plus pauvres en silice.
• Le magma s'enrichit en silice et s'appauvrit en fer et magnésium au fur et à mesure.
• C'est ce phénomène qui permet la différenciation magmatique par cristallisation fractionnée.
• Ces roches, plus acides, s'obtiennent par cristallisation fractionnée.
• La composition du magma se modifie par un apport de matières.
• Ce processus permet d'expliquer la grande variété de roches formées.

Subduction et Tectonique des Plaques

• La densité de la lithosphère océanique augmente avec l'âge, ce qui permet une subduction.
• La croûte océanique est soumise à des transformations métamorphiques, ce qui en augmente l'effet.
• Les métagabbros augmentent en densité en passant du faciès schiste vert à schiste bleu, puis éclogite.
• Pour qu'il puisse y avoir une plongée immédiate de l'asthénosphère, il faut qu'il y ait les différences de densité.
• Ces mouvements constituent des mouvements tectoniques nécessaires pour démarrer la subduction.
• Les forces qui agissent au niveau d'une plaque océanique montrent que l’augmentation de densité est le principal moteur de la subduction.
• Un panneau de lithosphère tracte de la lithosphère océanique, participant aux mouvements descendants et ascendants.
• Une expansion océanique est essentielle dans le mouvement des plaques lithosphériques.
• L'ensemble de la lithosphère océanique étant entraîné par la subduction, la fermeture d'un océan est possible.

Collision Continentale

• Dans le contexte d'une fermeture océanique, les plaques lithosphériques continentales s'affrontent.
• Il n'y a pas de phénomènes de subduction puisque la croûte continentale s'épaissit par empilement.
• Une suture peut apparaître et produire une ophiolite : soit un ensemble de roches océaniques retrouvées sur de la croûte continentale(basaltes, gabbros, péridotites).
• La croissance des chaînes de montagnes se fait par l'affrontement de deux croûtes continentales.

Reliefs

• Les Alpes, qui se forment entre l'Afrique et l'Eurasie, sont un exemple de collision, c'est ce qu'on appelle la surrection.
• Il y a de nombreuses modifications en surface et en profondeur.
• En surface, il y a des plis et des failles inverses, et, en profondeur, il y a le raccourcissement de la région.
• Des compressions trop fortes peuvent créer des failles inverses
• Les failles inverses laissent des structures mixtes se créer.
• La convergence se poursuit, mais avec des transports presque horizontaux, qui impliquent des portions importantes de croûte voire des nappes de charriages.
• Il est constaté que des terrains plus anciens se retrouvent désormais sur des terrains plus jeunes, car ils s'empilent sur des épaisseurs importantes.
• Les reliefs se forment par déformation, et la convergence entraîne un épaississement.
• La croûte continentale se retrouve affectée avec un empilement d'écailles crustales.
• C'est pourquoi on observe sous les montagnes une profondeur de au moins 60km, c'est la racine crustale.

Formation d'une Racine Crustale

• La croûte continentale dépasse 60km.
• Des roches subissent un métamorphisme lié à une augmentation de pression et de température.
• C'est ce qui forment des roches foliées ou schisteuses.
• Les géologues ont trouvé de la coésite(roche métamorphique formée à haute pression et basse température) dans la partie italienne des Alpes.
• L'érosion facilite l'affleurement des roches en surface.