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RAPPELS IMPORTANTS POUR CE CHAPÎTRE:


Le métamorphisme :

Les roches métamorphiques sont issues de la transformation à l'état solide d'une roche préexistante (dite « protolithe ») soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles de sa formation.
Des réactions chimiques provoquent la disparition de certains minéraux et l'apparition de nouveaux, au sein de la roche concernée.
Ces réactions sont en générale lentes et incomplètes : la présence de minéraux « reliques » nous renseigne sur la chronologie de ces transformations.
Le métamorphisme s'accompagne souvent de déformations à l'intérieur de la roche.
Chaque minéral n'est stable que dans des conditions de pression/température particulières. La description des différents minéraux permet ainsi de délimiter le domaine pressions/température auquel la roche à été soumise.
Le métamorphisme est est caractérisé par des faciès métamorphiques : association de certains minéraux qui caractérisent le degrès de métamorphisme subi par la roche.



Les roches magmatiques :

Elles sont de deux types : volcaniques et plutoniques.
Les roches volcaniques sont issues d'un magma qui a refroidi rapidement, parce qu'il est remonté jusqu'à le surface de globe. Ex : basalte, andésite.. Donc, leur structure est microlithique.
Les roches plutoniques sont issues d'un magma qui a refroidi en profondeur, donc a eu le temps de cristalliser en plusieurs étapes : cela donne une structure grenue. (« avec des grains »). Ex : granite, granodiorite..
Les minéraux contenus dans ces roches fournissent des indices sur l'origine du magma qui les a formées. Nous verrons dans ce chapître, par exemple, que les minéraux des roches magmatiques près des zones de subduction sont très différents des minéraux qu'on trouve dans les roches magmatiques issues des dorsales océaniques... (surtout, alcalinité et hydratation)


Structure de la Terre :

Croûte océanique environ 7 km d'épaisseur / croûte continentale 30 à 70 km
<=--Discontinuité « MOHO »--=>
Sur environ 100 km d'épaisseur : Partie plus froide et rigide du Manteau supérieur qui, avec la croûte forment la lithosphère.

<=--LVZ-- (low velocity zone)=>
En dessous, partie profonde et ductile du manteu supérieure + manteau inférieur
de 2900 à 6400 km = noyau (16% du volume terrestre)


Zone plus rigide = lithosphère
Zone plus fluide = asthénosphère



Quelques principes importants :

La PRESSION augmente avec la profondeur. La température, pas toujours!

1.La lithosphère est divisée en une douzaine de plaques rigides mobiles. Certaines plaques sont totalement océaniques, d'autres mixtes (océaniques-continentales), d'autres entièrement continentales.

2.Entre les plaques on distingue 3 types de frontières :
les frontières en divergence : dorsales océaniques où se forme la lithosphère océanique.
les frontières en convergence : zones de subduction et zones de collision.
les frontières en coulissage : les failles transformantes.
La théorie de la tectonique des plaques explique la dérive des continents. Le moteur de ces mouvements est le phénomène de convection subi par le magma (asthénosphère).


Les minéraux :
Amphibole = hornblende
Biotite = mica
Feldspath potassique = « alcalin »
Quartz = SiO2 (silice et oxygène)
Minéraux ferromagnésiens = pyroxène, amphibole, biotite...
Un minéral alcalin est riche en potassium et sodium.
Un ferromagnésien est riche en fer et magnésium,
Un minéral est dit anhydre s'il n'y a pas de « OH » dans sa structure (les « OH » sont souvent apportés par l'eau). S'il y en a les minéraux sont dits « hydratés ».

Le manuel utilisé en référence est ......?


Bien échauffés? Passons au ==> Cours proprement dit :

La Subduction

La lithosphère est découpée en plaques rigides, peu déformables, mais mobiles par rapport à l'asthénosphère plus ductile. De la lithosphère se créee dans les zones de divergences. Par exemple, au niveau des dorsales océaniques.
Cependant la surface de la terre est constante... Elle n'augmente pas.
Donc, dans des zones de convergence, une surface identique de lithosphère doit logiquement disparaitre ou se surperposer => il se produit une subduction.
Ça, c'est l'hypothèse.
Etudions les zones appelées « marges actives » pour en savoir plus. Quels sont les témoins, les indices géologique de cette subduction ?

1) Description des marges actives :

a- Description topographique et géologique

Les zones de convergence de plaques lithosphériques sont appelées marges actives. Ce sont des frontières de plaques mettant en contact deux lithosphères océaniques ou une lithosphère océanique et une lithosphère continentale, se rapprochant de quelques centimètres par an.

Voir manuel, p.327 : doc 4 : mouvement relatif des plaques de l'océan pacifique oriental.
Doc 5 : description d'une sorte de volcanisme caractéristique
Doc 6 : répartition spécifique de volcans et chaînes de montagne, en bordure des continents près des marges actives.
p. 329, doc 3 : répartition et profondeur des foyers sismiques sur deux sortes de marges actives différentes.

Les marges actives ont une topographie caractéristique :
Une fosse océanique : Comblée ou non par accumulation de sédiments. Elle marque la frontière entre les plaques convergentes.
Un prisme d'accrétion sédimentaire plus ou moins prononcé formé de sédiments plissées et déformés. Ce prisme est parfois émergé.
Une chaîne de subduction alignée parallelement à la fosse, sur la plaque chavauchante. (volcanisme)
Une chaîne de Montagne dans le cas d'une subduction océan/continent.

Exemples (à connaître) :
La côte chilienne : une plaine sous-marine, accidentée de rides, puis une fosse océanique profonde en bordure de la côte Est du continent. Sur celle-ci, on observe un relief élevé (chaîne de cordillière), prolongé par de hauts plateaux. = signe de convergence lithosphérique.
A l'ouest du Japon (océan pacifique) : près de la fosse de Nankaï, se trouve un empilement de sédiments déformés (prisme d'accrétion), avec des plis, des failles inverses, des chevauchements d'écailles de sédiments = signes de convergence.

=> Ces reliefs témoignent de mouvements tectoniques convergents.

reliefs négatifs = fosse océanique (peut atteindre jusqu'à 11 000 km de profondeur)
reliefs positifs = cordillière ( Andes : plus de 4000 km de haut ) ou arc insulaire (Japon), prismes d'accrétion.

L'association de ces deux types de reliefs est un marqueur de la subduction. En d'autres termes : Cette topographie particulière est caractéristique des marges actives. Nous verrons plus loin pourquoi. D'autre part, les marges actives sont le siège d'une importante activité géologique, aussi caractéristique.

Il s'agit :

D'une sorte particulière de volcanisme, en bordure de continent (Andes, en Amérique du sud) ou en zone océanique (Iles Mariannes, Philippines). La plupart des volcans responsables des plus fortes éruptions des derniers siècles sont situés sur des zones de convergence lithosphériques.
Le volcanisme associé aux zones de subduction est explosif, intense et violent.

Exemple : Mont Saint Hélène

De nombreux séismes le long de la frontière entre les plaques, avec des foyers répartis selon un plan incliné, que l'on appelle « plan de Wadati-Benioff ».
Interprétation : La lithosphère est rigide, donc cassante.
Elle se fracture en plongeant dans l'asthénosphère qui est moins rigide.

Donc, les marges actives se caractérisent par une topographie (=reliefs, emplacement) particulière. Et par une activité géologique caractéristique. Ce sont les conséquences de processus qui se déroulent en profondeur.




b- La structure en profondeur des marges actives :

Il règne à la surface du globe un flux thermique. Au niveau des marges actives, ce flux thermique présente des anomalies.

- Au niveau de la fosse océanique : températures basses par rapport à la surface du globe
- Au niveau de la cordillière : températures élevées

=> L'association d'anomalies thermiques positives et négatives est un marqueur de subduction.

En profondeur, la répartition des isothermes révèle la présence d'une zone anormalement froide, s'enfonçant depuis la fosse vers l'arc insulaire ou la plaque continentale et au delà, de plus en plus profondément.
Voir doc 2 p. 328 !!
Les enregistrements sismiques qui situent les foyers des séismes de plus en plus profondément selon un plan incliné, s'enfonçant au delà de 700 km sous la plaque chevauchante. (voir doc 3p. 329)
Des mesures de vitesse des ondes sismiques (leur vitesse varient avec la température de la roche traversée) montrent des zones froides inclinées qui s'enfoncent très profondément sous les plaques chevauchantes. Voir document 4 page 329.

Ce sont des arguments en faveur de l'interprétation que nous verrons plus loin dans ce cours (voir conclusion ci-dessous).
Les variations de flux de température, la répartition des séismes, la tomographie sismique permettent d'imaginer un modèle (=hypothèse) qui matérialise une « langue » froide qui plonge en profondeur. Son épaisseur d'environ 100 km correspond à celle d'une plaque lithosphérique (croûte + manteau supérieur).

Conclusion : les marges actives, ou zones de subduction, sont des endroits où une plaque lithosphérique plonge en profondeur sous une autre plaque lithosphérique.



2) Etude du magmatisme des zones de subduction

Comme toutes les roches silicatées du monde (riches en silice), elles sont issues d'un magma. Ces roches constituent les reliefs positifs associés aux zones de subduction.
Parmi la grande diversité constatée (granite, rhyolite, dacite, diorite, andésite, granodiorite) les deux dernières sont les plus abondantes.


Observation des roches magmatiques des zones de subduction : observation macroscopique et microscopique.
Rappel : roches magmatiques = plutoniques ou volcaniques.

Observation macroscopique :
Granodiorite : La totalité des minéraux a cristallisé. Donc, refroidissement lent. Plus riche en quartz et en feldspath potassique (=alcalin). Autres minéraux : biotite, Hornblende (=amphibole), Feldspaths plagioclase...
Andésite : Densité plus faible, présence de « bulles ». Seuls certains minéraux sont visibles. Plus riche en feldspath plagioclase et minéraux ferromagnesiens (amphibole, pyroxène, biotite).
Ces deux roches possèdent les mêmes minéraux mais dans des proportions différentes.

Observation microscopique :
Granodiorite : texture grenue, tous les minéraux se touchent
Andésite : Les minéraux sont inclus dans du verre (substance à base de silice qui n'a pas cristallisé).
=> Granodiorite et andésite ne se forment pas selon le même mécanisme (vitesse de refroidissement) mais proviennent du même magma.

3) Origine du magmatisme des zones de subduction

Le magmatisme des zones de subduction est particulier. Il est très différent des dorsales.
Les roches magmatiques des dorsales (croûte océanique) contiennent beaucoup moins de feldspaths potassiques et de minéraux hydratés.
Exemples de roches magmatiques issues des dorsales : gabbro, éclogite.

Pourquoi le magma des zones de subduction est, lui, beaucoup plus hydraté?
Comment se forme le magmatisme des zones de subduction?
La fusion partielle des roches d'origine magmatique redonne un magma. Ce magma est très riche en SiO2.
La croûte acéanique plongeante, et la croûte chevauchante ne peuvent donc pas donner naissance aux andésites après avoir fondu. (rappel : parce que les andésites sont relativement pauvres en silice).

=> Le magma des zones de subduction ne vient donc pas de la croûte.

La seule origine possible est le manteau péridotitique. (=Péridotite du manteau). Les péridotites sont des roches du manteau composées majoritairement d'olivine.

Bien observer le diagramme Pression-température (1p.332) ->

INTERPRETATION :
On voit les courbes de changement d'état (fusion) des péridotites. Et les géothermes des dorsales et des zones de subduction. Les dorsales sont plutôt à haute température et à basse pression. Les zones de subduction sont à une température plus faible.
Géotherme = courbe indiquant les conditions de pression-température de certaines zones, en fonction de la profondeur.
Dans les conditions pression-température des dorsales, la péridotite « normale » (sèche) peut fondre et donner naissance à un magma (à une certaine profondeur : 70km). Mais pas dans les conditions des zones de subductions !
En effet, le géotherme des zones de subduction ne croise pas la courbe de fusion partielle des péridotites sèches avant une très grande profondeur : plus de 150 km. Pas réalisable..
Par contre, si la péridotite était hydratée elle pourrait fondre dans les conditions de pression-température des zones de subduction.

Conclusions :
Les péridotites du manteau, des dorsales et celles des zones de subduction n'ont pas la même composition. Elles ne fondent pas dans les mêmes conditions et donnent des magmas différents. Le processus de fusion dans les dorsales et dans les zones de subduction n'est pas le même.
Notamment, les péridotites qui donnent le magma des zones de subduction sont hydratées. (Celles qui donnent en fondant le magma des dorsales sont anhydres.)

D'où vient cette eau qui les a hydratées? Nous le verrons un peu plus loin.
Parlons maintenant de la croûte océanique. Que peut-il lui arriver quand elle plonge sous une autre plaque lithosphérique?
Les minéraux hydratés des roches de la croûte océanique ne sont pas stables à haute pression. Ils se transforment donc en minéraux anhydres et libèrent de l'eau. ( 5 p. 333)
Voir en page suivante le détail des métamorphismes subis par la croûte océanique.

Conclusions :
L'enfoncement de la plaque océanique plongeante dans une zone de subduction induit une augmentation progressive des conditions de pression et de température.
Les métagabbros et métabasalte de la croûte (méta parce qu'ils ont subi des métamorphismes AVANT) se transforment alors en éclogites et libèrent de l'eau. Les minéraux de l'éclogite sont tous anhydres.
L'eau libérée circule dans le manteau sus-jacent (au dessus) et transforme les péridotites, en abaissant leur température de fusion.
Ainsi, les péridotites hydratées fondent et donnent naissance au magma hydraté des zones de subduction.

4) Détails des métamorphismes subis : (important!)

Pour en arriver à libérer de l'eau en s'enfonçant, la croûte doit d'abord s'hydrater.
Au niveau de la dorsale, les minéraux des gabbros et basaltes (pyroxène et plagioclase), qui ne sont PAS hydratés, subissent un métamorphisme nommé « hydrothermalisme ».
Voici la réaction:
plagioclase + pyroxène + eau --> amphibole hornblende

Puis, ils s'éloignent de la dorsale, et subissent un refroidissement progressif et une hydratation.
Il se forme des minéraux plus hydratés : actinotes et chlorites. Il s'agit du « faciès schistes verts ».
Plagioclase + amphibole hornblende + eau --> chlorite + actinote

Quand la plaque océanique plonge, elle est soumise à de hautes pressions, les températures restant inférieures à celles qu'elles auraient dû avoir à ces profondeurs.
Ces conditions de HP-BT (Hautes pressions, Basses Températures) entraînent la déshydratation de certains minéraux de la croûte océanique, avec transformations à l'état solide (métamorphisme).
Métabasaltes et métagabbros subissent les transformations suivantes, au fur et à mesure que la pression augmente lors de la subduction :
1) schistes verts --> schistes bleus
plagioclase + chlorite + actinote --> glaucophane + eau
plagioclase --> jadéite +eau

2) schistes bleus --> éclogites. Les éclogites sont un faciès avec des minéraux non hydratés.
Plagioclase + glaucophane --> grenat + jadéites + eau
Vers 80 à 100 km de profondeur, se produit un métamorphisme de Haute Pression.
La pression, en effet, y est de 3 à 4 Gpa.
La température, de 650 à 700 °C.
Les amphibolites deviennent alors des éclogites.
Cette réaction, là encore, libère de l'eau qui hydrate le manteau au dessus.
Les amphiboles, lors de cette réaction, sont transformés en pyroxène et grenat. Ce sont des minéraux anhydres.
Le manteau hydraté est alors à même de subir une fusion partielle qui est à l'origine de remontée de magma, et du volcanisme explosif caractéristique.
Voir schémas p.341 et 343.


BILAN DES TRANSFORMATIONS DE LA CROUTE OCEANIQUES MISES EN JEU :
Gabbro + eau => Métagabbro océanique à chlorite et actinote (schistes verts)


=> Métagabbro à glaucophane et jadéite (schistes bleus) + Eau


=> Métagabbro à grenat et jadéite (éclogite) + Eau


Résumé :
A la dorsale, on est dans des conditions de BPHT (basse pression, haute température) : condition de formation des roches. Le métamorphisme hydrothermal que subissent les roches est de type basse pression, haute température. L'apport d'eau conduit à l'apparition de nombreux minéraux hydratés (faciès amphibolite et schiste vert).
Lorsque la plaque océanique entre en subduction, la pression augmente contrairement a la température.
La glaucophane (amphibole bleu) apprait (faciès schiste bleu) puis ensuite la jadéite et le grenat (faciès éclogiste) au fur et a mesure de la subduction. Ces transformations provoquent une déshydratation des roches et une augmentation de leur densité. Cette augmentation de la densité favorise la subduction.


5) Moteurs et mécanismes de la subduction

Suivons comment évolue le plancher océanique à partir de sa création, à la dorsale.

Sa composition de départ est globalement du basalte et du gabbro. La lithosphère océanique au niveau des dorsales a une densité relativement faible. Elle est encore chaude, mince et légère. (aaah la jeunesse..)
Elle « flotte » donc facilement sur l'asthénosphère.

Plus la lithosphère océanique s'éloigne des dorsales, plus elle est agée. Plus elle est âgée, plus elle est dense et épaisse.
D'autre part, plus la lithosphère est vieille, plus le plancher océanique est profond.
L'augmentation de densité est liée à son refroidissement : plus elle est froide, plus elle se contracte. La même quantité de matière occupant un volume moindre, sa densité augmente. En s'éloignant de la dorsale, cela rend donc la lithosphère océanique de plus en plus dense.
L'épaisseur de la lithosphère est aussi liée à son refroidissement. Comme une couche de glace sur un lac, qui épaissit lors d'une baisse de la température extérieure. En se refroidissant, elle incorpore du manteau asthénosphérique sous-jacent, et son épaisseur passe de quelques km à 100 km.
Donc, épaisseur et densité augmentent....

Quand sa densité dépasse celle de l'asthénosphère, sur laquelle elle flotte (en général lorsqu'elle atteint un âge de 30 Millions d'années), il lui est alors possible de s' y enfoncer, ce qui initie une subduction.

Parfois, le mouvement de convergence de deux plaques force la subduction d'une lithosphère plus jeune, on observe alors souvent des figures de compression (prismes d'accrétion des sédiments, plis, failles inverses)...

Trouvez des schémas par ex sur intellego ou dans votre manuel, et bon courage pour l'apprentissage! des questions?