Cours de La Classe

VOilà les cours sont enfin accessibles depuis le forum ^^ !!!

Si le site vous demande de vous identifier cliquer ICI vous tappez :
yankunyankun
mdp classe405
puis sur WebFTP en bas de la page :


Cliquer sur : "ouvrir WebFTP"
une fenetre s'ouvre alors
Sélectionner le repertoire voulut,


sur la colonne centrale apparait les cours de la catégorie il ne vous rete plus qu'à les récuperer :


Ce n'est pas simple mais c'est tout ce que je peux faire pour l'instant désolé et bon Apprentissage ^^
P.S: n'hésiter pas à me contacter par MP en cas de problémes.

LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE ET SES EFFETS



• Introduction (rappels)
• Convergence et subduction
• Convergence et collision

Introduction

4ème :

À raison de quelques centimètres par an les matériaux des plaques se forment et s’écartent à l’axe des dorsales, se rapprochent et s’enfouissent aux frontières de convergence.
L’énergie responsable du mouvement des plaques provient de l’intérieur de la Terre.
L’affrontement des plaques dans les zones de convergence engendre des déformations souples ou cassantes de la lithosphère (plis, failles), et aboutit à la formation des chaînes de montagnes.

1ère S :

Les mouvements relatifs des plaques définissent trois types de frontières :
_ divergence au niveau des dorsales océaniques (lieu de "formation" des plaques, accrétion océanique)
_ convergence dans les zones de subduction et de collision ("disparition" des plaques)
_ coulissage le long de failles transformantes.
Lors de l’expansion océanique, la lithosphère océanique se refroidit, s’hydrate et s’épaissit.

Problème :
> Comment la lithosphère évolue-t-elle dans les zones de convergence ?

1 Convergence et subduction

A) La disparition de la lithosphère océanique dans le manteau lors de la convergence (cf Tp1 et Tp2)

> Comment peut-on expliquer le plongement de la lithosphère océanique ?

À mesure que la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale, le manteau supérieur se refroidit, augmentant l’épaisseur de la lithosphère au détriment de l’asthénosphère. Quand la densité lithosphérique devient supérieure à celle de l'asthénosphère, une subduction se met en place : la différence de densité est l’un des moteurs essentiels de la subduction.

> Quels sont les témoignages d’une subduction ?

Le plongement de la lithosphère se manifeste par des séismes dont les foyers se situent à la limite entre la plaque chevauchante et la plaque subduite (plongeante), le long du plan de Wadati-Benioff, les plus profonds ayant été enregistrés vers - 670 kilomètres. Si les séismes superficiels et intermédiaires signent des forces d’extension (la plaque s’enfonce par gravité et par traction), les séismes profonds, en revanche, sont les témoins de forces de compression.

La bathymétrie met en évidence une fosse océanique (profondeur inférieure ou égale à - 8 000 mètres) entre les deux plaques, à l’endroit où commence le chevauchement. À ce niveau, du côté de la plaque chevauchante, un prisme d’accrétion résultant du rabotage des sédiments océaniques, montre des écailles superposées.


En arrière de la fosse, sur la plaque chevauchante, on trouve un chapelet d’îles sous forme d’un arc volcanique (convergence océan / océan) ou une cordillère (convergence océan / continent), au magmatisme
important, mis en place grâce à la compression lithosphérique. Certaines zones de subduction montrent l’existence d’un bassin d’arrière-arc.
Les isothermes se répartissent de façon particulière : le flux de chaleur est faible au voisinage de la fosse, élevé au niveau de l’arc magmatique. Dans la première situation, la plaque océanique froide s’enfonce rapidement et ne se réchauffe pas autant que le milieu environnant pourrait le lui permettre. La deuxième situation met en évidence la formation de magmas ainsi que leur ascension.

On nomme marge active la bordure continentale qui montre des événements géologiques liés à la rencontre de plaques océanique et continentale.

> Comment peut-on expliquer le magmatisme dans ces zones de subduction ?


B) Les zones de subduction, siège d’une importante activité magmatique (cf Tp3)

La lithosphère océanique dont la formation s’effectue au niveau de la dorsale, va s’éloigner de celle-ci. Durant son déplacement, elle s’hydrate (eau responsable de la formation de la serpentinite à partir de l’olivine des péridotites = métamorphisme), s’épaissit par adjonction d’une "semelle lithosphérique" provenant d’une partie de l’asthénosphère au contact de la lithosphère devenant moins chaude et donc rigide.
Entre 25 et 30 Ma, sa densité deviendra plus importante que celle de l’asthénosphère sous-jacente ; elle ne plongera par pour autant car la résistance mécanique due à l’asthénosphère l’en empêchera (sorte de "poussée d’Archimède"). C’est vers 40 Ma que la subduction pourra se produire, elle sera facilitée ensuite par la gravité et la force de traction de la plaque plongeante.
À mesure que la plaque subduite plonge, la pression exercée sur son matériel augmente. Sa température augmente également mais plus difficilement (voir ci-dessus). Entre 100 et 150 kilomètres de profondeur, les conditions de température et de pression sont telles qu’elles ne permettent pas la fusion des roches. On note cependant la présence de magmas liés à une fusion partielle des péridotites de la plaque chevauchante.

> Quels sont les mécanismes à l’origine de cette fusion partielle ?

Au cours de sa progression vers les profondeurs, la plaque plongeante subit certains changements : sa structure et sa composition minéralogique évoluent sans changement de sa composition chimique. Un métamorphisme de type haute pression / basse température (HP / BT) transforme successivement les schistes verts (SV, issus d’un métamorphisme hydrothermal de la lithosphère océanique originelle) en schistes bleus (SB) puis éclogites (E). Les minéraux caractéristiques associés sont, respectivement, olivine, plagioclase et pyroxène (pour la croûte originelle), chlorite et actinote (pour SV), glaucophane (pour SB), grenat et jadéite (pour E).

Ce métamorphisme permet la libération de grandes quantités d’eau, qui entrent en contact avec la lithosphère de la plaque chevauchante, abaissant ainsi le point de début de fusion des roches (abaissement du solidus) : une fusion partielle peut commencer.

> Quels sont les types de roches produits par ces magmas ?

À la base de la croûte continentale, les magmas vont temporairement stagner et la cristallisation de certains minéraux commencer (on parle de cristallisation fractionnée). Les minéraux les moins fusibles (et donc les premiers à cristalliser), pauvres en silice, enrichissent les magmas en cet élément, les rendant un peu plus visqueux. Au cours de leur traversée de la croûte continentale, les magmas s’enrichissent encore en silice par contamination à partir de l’encaissant. En arrivant en surface, avec des valeurs proches de 60 % en silice, ils sont très visqueux et responsables d’un volcanisme explosif (types de roches volcaniques : andésite, rhyolite).

La remontée des isothermes au niveau de la cordillère met en place un métamorphisme BP / HT pouvant conduire à la formation de magmas de type granitique. Ces derniers, très riches en silice (teneur supérieure à 70 %), remontent trop lentement pour atteindre la surface. Les batholites vont donc cristalliser en profondeur et seule la remontée isostatique liée à l’érosion les portera jusqu’en surface (types de roches plutoniques : granite, granodiorite).

2 Convergence et collision continentale : les Alpes franco-italiennes (cf Tp4)

Au niveau d’une zone de convergence, lorsque les deux plaques qui s’affrontent portent chacune un continent, une chaîne de collision se forme après fermeture de l’océan qui occupait précédemment la région.

Problème :
> Comment reconnaître, dans une chaîne de collision, les événements qui ont présidé à sa mise en place ?

A) Les évènements précédant l’orogenèse

La partie Ouest des Alpes occidentales (massifs subalpins et massifs cristallins externes du domaine dauphinois) montre des failles normales qui séparent des blocs basculés, témoins d’une ancienne marge passive (marge européenne). Au Trias et début Jurassique, un rift continental apparaît, qui va disloquer la Pangée.

Dans la partie Est, on note la présence d’ophiolites, attestant la présence d’un ancien fond océanique : entre -165 et -85 millions d’années, l’océan alpin (ou ligure) s’est ouvert, sans toutefois dépasser 1000 kilomètres de large. La zone dauphinoise, à sédimentation argilo-calcaire importante (issue d’un milieu marin profond, subsident), contraste avec la zone briançonnaise, à sédimentation réduite ou nulle, de hauts fonds.

Dans cette même partie, côté italien et d’Ouest en Est, certains métagabbros renferment de la chlorite, d’autres de la glaucophane, d’autres encore sont éclogitisés (zone des schistes lustrés du domaine piémontais) : ils ont subi un métamorphisme de HP/BT, caractéristique des zones de subduction. Ce métamorphisme est de plus en plus important vers l’Est. Entre -85 et -65 Ma, l’océan se referme, la plaque eurasiatique glissant sous la plaque africaine. Un magmatisme volcanique (de type andésitique) et plutonique se met en place vers -30 Ma. La marge apulienne est donc une marge active.

Bilan : l’océanisation puis la subduction précèdent la collision des masses continentales (orogenèse).

> Quels sont les marqueurs de la collision entre 2 masses continentales ?

B) Les conséquences de la collision sur la lithosphère continentale

[color:165f=white:165f]En surface, les terrains apparaissent déformés :
_ les plis synclinaux et anticlinaux, affectant les roches ductiles (souples), marquent l’existence de forces de compression ;
_ les failles inverses, concernant le matériel cassant et également témoins d’un raccourcissement, résultent d’anciennes failles normales mises en place lors du rifting ;
_ certains contacts anormaux (roches anciennes reposant sur des roches plus jeunes, discontinuité dans les séries sédimentaires) sont le reflet du déplacement de certains terrains sur plusieurs kilomètres, que l’on nomme « nappes de charriage ». Les klippes sont des portions de nappes ayant subi une érosion.

À ces marqueurs qui se superposent au relief imposant, s’ajoutent des éléments profonds mis en évidence par la sismologie :
_ la profondeur du Moho peut dépasser 50 kilomètres, révélant une racine crustale d’autant plus importante que le relief sus-jacent est important lui aussi ;
_ une remontée du manteau lithosphérique (moins de 10 Km) dans la zone interne (Est) ;
_ le socle montre des chevauchements identiques à ceux observables en surface (compression).

Raccourcissement et épaississement sont responsables de l’orogenèse. Pour les Alpes, la collision a commencé il y a environ -65 Ma.> Que se passe-t-il juste après la collision continentale ?



C) L’évolution tardive qui suit la collision

Le chevauchement des deux masses lithosphériques (limite = CPF) enfouit certaines roches d’origine continentale à très grande profondeur (90 kilomètres), où elles vont subir un métamorphisme de très haute
pression (UHP). Ces conditions de pression et température extrêmes vont permettre la formation d’une roche appelée coésite dans le massif de Dora Maira.

Dès le début de la surrection, le massif est soumis à l’érosion : la zone dauphinoise, encore immergée à l’Éocène, reçoit les sédiments qui vont former des flyschs. À l’Oligocène, le démantèlement des nappes donne des molasses dans le sillon périalpin (Bassin molassique près d’Annecy et Plaine du Pô).

L’altération des reliefs fait remonter la racine par réajustement isostatique, ce qui peut produire une fusion partielle de la croûte continentale (anatexie) : un magma granitique naît, qui cristallisera en profondeur malgré une densité inférieure à celle de l’encaissant et un début de migration vers la surface sous forme de diapir.

Enfin, la remontée crustiale va exhumer les roches formées en profondeur, ce qui permettra leurs observations en surface.