La convergence lithosphérique et ses effets by Jean-Claude Gropeaux

5ème Partie : LA CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SES EFFETS (4 semaines)

Chapitre 1 : Rappels de 1°S. voir fiches de résumé.

Rappels de Géologie de 1°S

1 - Les roches terrestres :

Roches

Structure

Exemples

Formation

Roches sédimentaires

Contiennent des éléments non jointifs (fossiles, cristaux, particules diverses) souvent associés entre eux par un ciment

Calcaire, argile, grès, pélites

Dépôt dans la mer de particules, d'ions insolubles, de coquilles d'êtres vivants qui se compactent (diagénèse) pour former des bancs de roches (strates). Elles peuvent renfermer des fossiles.

Roches volcaniques (structure hémicristalline : cristaux noyés dans une pâte : le verre)

Basaltes, Andésite

Refroidissement lent dans la chambre magmatique ( formation des cristaux) puis refroidissement rapide lors de l'éruption ( formation du verre) puis solidification en surface (en mer ou sur terre) de magma

Roches plutoniques (structure holocristalline : cristaux jointifs, pas de verre entre les cristaux)

Granite intrusif (plutons), granite d'anatexie, gabbros, péridotites

Solidification en profondeur de magma : Refroidissement très lent d'un magma qui cristallise à qques Km de profondeur

Roches magmatiques

Roches métamorphiques

Cristallisées et feuilletées Gneiss, Eclogite, mar- Transformation de roches existantes sous l'effet de l'aug(répartition des minéraux en bre, quartzite, schiste mentation de la pression et/ou de la température différents lits qui peuvent être plissés)

ROCHE

CALCAIRE

BASALTE

GABBRO

PERIDOTITE

GRANITE

Couleur

Blanc- beige

Sombre (noire)

Vert noirâtre avec des plages blanches de Fp

jaune foncé ou vert noirâtre

Marron

Roche cohérente (résistante)

Quelques petits trous et cristaux noyés dans une pâte (le verre)

Présence de microfossile, cristaux de calcium, ciment

- Pyroxène - Fp - Olivine

Caractéristiques visibles à l’oeil nu

Composition minéralogique observée au microscope optique

Roche cohérente por le granite sain. Roche friable pour le granite altéré. Présence de cristaux (Q, F, M) - Pyroxène - Fp - Olivine

Riches en Fp + pyroxène

Composition chimique globale en % mlassique d'éléments chimiques

Ca : 40 % C : 12 % 0 : 48 %

O : 49 % Si : 26,8 % Mg : 9 % Ca : 7 % Al : 5 % Na : 2 % Fe : 1 %

(éléments > 1%) Riches en SiO2 + CaO + MgO Roches des fonds océaniques (que l'on pourra retrouver sur les continents)

- Pyroxène - Olivine - Spinelle

Riches en olivine + pyroxène

- Quartz (Q) : SiO2 : 40 % - Feldspaths plagioclases (Fp) : peu - Feldspaths Orthose (Fo) : beaucoup (Fp + Fo = 50 %) - Mica blanc (Mb) : peu - Mica noir (Mn) : beaucoup (Mb + Mn = 10 %)

O : 47 % Si : 24 % Mg : 23 % Ca : 2 % Fe : 2 % Al : 1,5 %

O : 49,5 % Si : 34,7 % Al : 7,1 % K : 3,5 % Na : 2% Ca : 1,5 % Fe : 1,2 % Mg : 0,5 %

Riche en SiO2 + MgO

Riche en SiO2 + Al Roche continentale

La composition chimique des enveloppes de la Terre est dominée par un nombre limité d'éléments dits majeurs : Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Al.

3 - la tectonique des plaques : En 1912, Alfred Wegener décrit sa théorie de la dérive des continents : le continent américain et le bloc EuropeAfrique, autrefois soudés, se sont éloignés l'un de l'autre au cours des temps géologiques. Ses arguments sont les suivants : formes complémentaires des continents, similitudes entre les 2 continents des faunes, des flores et de roches rares anciennes, montagnes ressemblantes, des traces glaciaires communes. Les fonds océaniques sont jeunes (<200 Ma) alors que sur les continents il existe des roches de plusieurs milliards d'années (la terre est vieille de 4,6 Ga). Cela laisse donc supposer que les océans naissent, s'agrandissent et disparaissent, impliquant un processus de genèse d'une nouvelle lithosphère océanique et de disparition des vieilles lithosphère océaniques. Lorsque l'on observe la répartition des séismes et des volcans, on remarque qu'ils sont localisés dans les mêmes zones allongées et étroites appelées zones actives qui correspondent soit à des dorsales océaniques, soit à des fosses océaniques soit à des chaînes de montagne. Ces zones actives délimitent de vastes zones peu actives appelées plaques lithosphériques. Des mesures effectuées années après années grâce à des satellites. ont montré que ces plaques sont mobiles les unes par rapport aux autres. Les arguments de Wegener, la naissance et la disparition des océans, la distribution géographique des volcans et des séismes, les mesures satellitaires montrant le déplacement de balises fixes sont les signatures de la tectonique des plaques. Il existe 11 plaques dont

Plaque Eurasienne

- 3 totalement océaniques (plaque de Nazca, du pacifique, des cocos) - 8 mixtes constituées de lithosphères océaniques et continentales.

Plaque Nord-Américaine Plaque Eurasienne

P. des Philippines

Plaque Arabique

Plaque Pacifique P. des Cocos

Plaque IndoAustralienne

Plaque de Nazca

Plaque Africaine Plaque SudAméricaine

Plaque IndoAustralienne

Plaque Antarctique Plaque Antarctique

4 - LA STRUCTURE VERTICALE DES PLAQUES : En profondeur, une plaque est constituée de croûte (océanique et/ou continentale) et de manteau supérieur. La croûte continentale est constituée en majorité d'une roche appelée granite. La croûte océanique est constituée d'une roche volcanique appelée basalte. La roche du manteau est la péridotite.

Le basalte de la croûte océanique est recouvert de couches de sédiments. Les sédiments sont plus épais vers les continents.

Sédiments récents

Sédiments anciens

Croûte océanique (Gabbros recouverts de basaltes tholeiitiques)

Strates sédimentaires

Dorsale

Manteau supérieur

4 - QUE SE PASSE-T-IL Au NIVEAU DES FRONTIÈRES DES PLAques ? Il existe des mouvements au niveau des frontières plaques : les zones de divergence (ou d'écartement) : Grâce à des soucoupes sous-marines, on a observé au niveau de l'axe des dorsales, des fissures d'où sort de la lave qui se répand de part et d'autre de l'axe des dorsales océaniques à raison de quelques centimètres par an, puis se consolide en basalte. On a montré à partir de forages que de part et d'autre de l'axe de la dorsale, le plancher océanique montre un âge croissant lorsqu'on s'en éloigne. De même, on a montré en 1966 à partir de mesures d'anomalies magnétiques des basaltes de la croûte océanique, une distribution symétrique des anomalies magnétiques de part et d'autre de l'axe de la dorsale. Ces 2 observations laissent penser à une expansion des fonds océaniques à partir de la dorsale suivant la théorie du tapis roulant exposé par Harry H. Hess dès 1962.

La vitesse du déplacement du tapis roulant a été mesurée grâce à l'alignement des volcans des points chauds et plus récemment par des mesures satellitaires. La théorie des points chauds a été émise par Morgan en 1970 qui étudiait les alignements d'îles volcaniques dans le Pacifique : il existe sous la lithosphère des zones chaudes de hautes températures (les points chauds) immobiles, à la verticales desquelles existerait une activité volcanique permanente. Le point chaud est immobile et la lithosphère défile dessus. Le point chaud perfore la lithosphère comme un chalumeau ce qui donne des volcans alignés.

Magma à grande profondeur = secteur du manteau où la T° est anormalement élevée. Origine de ce magma (riche en isotopes radioactifs) = matière venant du manteau profond et chauffé par la radioactivité. Ces laves régénèrent l’asthénosphère qui est en permanence détruite quand elle se refroidie. Point chaud immobile

C'est l'énergie radioactive interne de la Terre qui fait fondre localement les roches. Cette lave "chaude" est légère et remonte jusqu'à l'axe des dorsales. Cette ascension et la rencontre avec l'eau de la mer vont refroidir la lave qui donnera du basalte constituant le plancher (ou croûte) océanique :

les zones de convergence (ou de rapprochement) : Il y a un élargissement continu de la lithosphère océanique au cours des temps géologiques or le volume de la Terre reste constant. De plus l'âge des plus vieilles croûtes océanique est de seulement 180 millions d'années contre 4 milliards d'années pour les plus vieilles croûtes continentales. Cela laisse penser que le plancher océanique disparaît par enfoncement dans I'asthénosphère à raison de quelques centimètres par an. C'est sa masse trop élevée qui entraîne le plancher océanique sous la lithosphère (continentale ou océanique) dans l'asthénosphère où il sera détruit. Ce phénomène s appelle la subduction (= conduire dessous) et a lieu au niveau des fosses océaniques dans les zones de convergence. Il existe des frontières de convergence avec collision créant les montagnes. Le réchauffement en profondeur dû à la subduction provoque la fusion partielle des roches du manteau formant des chambres magmatique. Une partie de ce magma sera expulsé lors de volcanisme explosif et va se consolider en une roche volcanique : l'andésite. L'autre partie de ce magma cristallise en profondeur formant une roche magmatique : la péridotite.

PLAQUE

les zones de coulissage : Les plaques coulissent entre elles le long de failles transformantes ce qui crée des frottements à l'origine de séismes superficiels puissants sans volcans.

Frontière divergente et coulissante

Ces 3 zones (de divergence, de convergence, de coulissage) constituent les frontières des plaques. Ces frontières des plaques sont actives et subissent des modifications : - les zones de divergence apparaissent au niveau de rifts et sont le lieu de la naissance de la croûte océanique ; - les zones de convergence ou disparaissent les plaques et où se forment les montagnes.

5 - la formation des dorsales océaniques :

6 - QUELS SONT LES Conséquences DU MOUVEMENT DES PLAQUES ? Le déplacement des plaques fait que les continents et les mers n'ont pas toujours été aux mêmes emplacements au cours des temps. Lors de la fermeture d'une mer, deux continents vont entrer en collision ce qui va créer une chaîne de montagnes

chapitre 2 : convergence et subduction.

Les zones de convergence, zones actives de grande instabilité, sont les zones de disparition de la lithosphère par un mécanisme nommé subduction. Quelles sont les modalités et les conséquences de cette subduction ? 1° Les caractéristiques des marges actives (voir fiche 24) : Question 1 : A l'aide des documents 1, 2, définissez le mouvement relatif des plaques en contact des marges actives visibles sur le document 3. Quels signes d'activité géologique y sont systématiquement associés ? D’après les données GPS, on trouve les marges actives dans des contextes de convergence. Les marges actives sont caractérisées par des alignements de volcans (triangles rouges), une association de séismes superficiels, d’autres de profondeur moyenne et d’autres enfin très profonds. Question 2 : A l'aide des documents 1, 2, définissez le mouvement relatif des plaques en contact des chaînes de montagnes visibles sur le document 4. Sur les continents qui bordent les marges actives de convergence, on peut remarquer la présence de chaines montagneuses appelées chaines de subduction. Question 3 : caractérisez les particularités du relief de la région présentée dans le document 5. Recherchez ce qui témoigne d'une activité géologique profonde et d'une déformation de la lithosphère. Quels types de roches rencontre-t-on ? Les reliefs repérés sur la carte sont : la fosse océanique (= reliefs négatifs), la chaîne de montagnes (= reliefs positifs). Les témoins d’une activité géologique sont la présence de volcans. Les témoins d’une déformation de la lithosphère sont les chevauchements, failles inverses et la présence de roches anciennes en surface. Les roches rencontrées sont des roches plutoniques, volcaniques, sédimentaires et métamorphiques. Il est intéressant de noter le parallélisme des structures : fosse, côte, reliefs (ils sont assez étroits, dans une mince bande parallèle à la côte et ainsi à la fosse), alignement des volcans, intrusions plutoniques, axes des plis et chevauchements. Toutes ces structures sont alignées et cela perpendiculairement à la direction de convergence des plaques déduites des données GPS. Question 4 : En quoi l'île de la Barbade se singularise-t-elle ? Pourquoi sa situation est-elle inattendue dans ce contexte de zone de subduction ? L’île de la Barbade n’est pas une île volcanique mais une île constituée de strates sédimentaires. De plus, elle n'est pas alignées avec les autres îles : elle se situe au niveau de la fosse et non en arrière de la fosse comme les autres îles des petites Antilles. Question 5 : A l'aide des documents 7 et 8, indiquez quelles structures témoignent d'une tectonique compressive. Les plis et failles (inverses) témoignent d’une tectonique compressive. Question 6 : Légendez le document 9. A l'aide de ce document, expliquez l'anomalie repérable dans la colonne stratigraphique. Que témoigne cette anomalie ? L’ordre chronologique des dépôts sédimentaires n’est pas respecté. On parle donc de contact anormal car des sédiments plus anciens (du Miocène) recouvrent des sédiments plus récents du Pléistocène. Cette anomalie met en évidence la présence de la faille inverse au niveau du lieu où a été fait le forage. Question 7 : Le document 10 présente une interprétation de la formation de ce que l'on appelle un prisme d'accrétion. A partir des documents précédents montrez que l'île de la Barbade correspond à ce que l'on nomme un "prisme d'accrétion". L’île de la Barbade est formée de l’accumulation de sédiments. Les contraintes compressives entraînent des failles inverses, les couches sédimentaires se chevauchent. Il s’ensuit un épaississement sédimentaire qui comble la fosse et forme une île en émergeant localement. Question 8 : Récapitulez les caractéristiques principales des zones de subduction. Les caractéristiques principales des zones de subduction sont : - La présence de reliefs positifs (montagnes et arcs magmatique d'îles volcaniques) et de reliefs négatifs (fosses océaniques). - Une activité magmatique et sismique importante. - Une déformation lithosphérique importante (plis, failles inverses, prisme d'accrétion constitué de matériaux sédimentaires déformés). - La présence éventuelle de bassins d’arrière-arc (ou mer marginale)

Question 9 : Quelles données permettent de justifier qu’il y a dans la région une zone de subduction active ? Regardez la répartition des foyers sismiques (zone de naissance des séismes par libération brutale d'énergie). Que remarquez-vous ? En quoi cela valide-t-il le modèle de la subduction ? Notez l'angle d'inclinaison du plan de Wadati-Benioff (ou plan de Benioff). Notez la nature de la plaque chevauchante (océanique ou continentale). - La région est une zone active du fait de la présence de nombreux volcans et séismes. - La répartition des foyers sismiques sur un plan incliné de faible épaisseur (moins de 100 km) appelé plan de Benioff permet de valider le modèle de la subduction en permettant la visualisation indirecte de de la limite supérieure de la plaque plongeante. ce fait est connu depuis les années 1950. - Angle d'inclinaison du plan de Benioff : - Nature de la plaque chevauchante : Ouvrir le fichier « cocontus.xls » avec le tableur : chaque station figure dans un onglet. Pour la station NTUS, réaliser dans le logiciel le graphique représentant le déplacement en latitude et en longitude (en cm) (2 ordonnées), en fonction du temps (en années) puis faire apparaître les droites de régression pour les deux séries de points (latitude et longitude) ainsi que le résultat du calcul de la vitesse de déplacement (pentes des droites de régression). Ces mêmes résultats sont déjà fournis pour la station COCO dans l'onglet "coco" correspondant.

NTUS COCO

Calculer, dans la feuille « Bilan vitesses » du fichier du tableur, le déplacement relatif de la station COCO par rapport à la station NTUS puis construire sur la carte (Echelle obligatoire : 1cm = 1 cm.an-1) le vecteur vitesse du déplacement relatif de la station COCO. Question 10 : Conclure.

Conclusion : la plaque indo-australienne où est situé la station COCO est la plaque qui plonge à une vitesse de 5 cm/an sous la plaque eurasienne où est située la station NTUS.

Carte de la région indonésienne

NTUS

Fiche 24 - page 6

COCO

Question 11 : Notez les angles d'inclinaison des plans de Bénioff observés. Notez dans les 2 cas, la nature de la plaque chevauchante (océanique ou continentale).

Conclusion : La distribution géométrique des séismes matérialise le plongement d’une portion rigide de lithosphère à l’intérieur du manteau plus chaud et ductile. On distingue 2 types de subduction : la subduction d'une lithosphère océanique sous une marge continentale et la subduction d'une lithosphère océanique sous une autre lithosphère océanique (subduction intra-océanique).

Question 12 : Document 11 (page suivante) : décrivez la répartition du flux géothermique réellement mesuré. A quoi pouvez-vous attribuer l'anomalie positive de ce flux ? La répartition des flux de chaleur des zones de subduction est particulière : flux faible au voisinage de la fosse et flux élevé associé à l’arc magmatique. le flux élevé reflète l’ascension et l’accumulation des magmas à la base de la croûte de la plaque chevauchante.

Question 13 : Document 12 (en couleur sur votre livre page 204) : identifiez les principales zones de subduction péri-pacifiques en indiquant, pour chacune d'entre elles, les plaques mises en jeu et la direction géographique globale du plan de subduction. Pour cela aidez-vous de la répartition des séismes de différentes profondeur ainsi que du flux thermique évalué par tomographie sismique. La distribution de la séismicité autour de l’océan Pacifique est une signature de nombreuses subductions. Le document proposé montre la profondeur des foyers sismiques au niveau de chacune de ces fosses ; il permet, dans chaque cas, de déterminer l’orientation du plan de Benioff et la direction de plongement de la lithosphère en subduction. Les résultats obtenus peuvent être comparés, dans trois cas, à ceux de la tomographie sismique. Les documents proposés sont des tomographies verticales, qui montrent les anomalies de vitesse sismique jusqu’à 2 900 km de profondeur. Ces résultats permettent également d’envisager le devenir de ces panneaux, qui descendent jusqu’à la base du manteau inférieur à 2 900 km (couche D’’).

Question 14 : Montrez qu'il existe une double anomalie thermique (une froide et une chaude) au niveau d'une zone de subduction. Proposez une interprétation. Les géologues s’appuient sur les données de tomographie sismique et la modélisation des températures en profondeur. La partie froide plongeante est limitée par l’isotherme 1 200 °C, ce qui définit la base de la lithosphère (programme de 1°S). Entre la fosse et le continent, le flux de chaleur est anormalement faible : c’est une anomalie négative. La présence d’un flux faible au droit de la fosse s’interprète par la subduction de la lithosphère océanique froide. Elle est à relier au plongement de la plaque océanique. En effet, celle-ci, chaude au moment de sa formation par accrétion au niveau de la dorsale, a été refroidie ensuite durant les millions d’années de l’expansion océanique. Comme elle est entraînée par la subduction à des centaines de kilomètres de profondeur, cette lithosphère froide prend la place d’une matière mantellique beaucoup plus chaude. La lithosphère océanique reste froide parce que la vitesse à laquelle elle s’enfonce est trop importante pour qu’elle puisse atteindre l’équilibre thermique avec son environnement, cela crée une anomalie négative. Au niveau de la cordillère, les valeurs du flux thermique sont plus fortes que la normale : c’est une anomalie positive. Comme la situation de cette anomalie coïncide avec la répartition particulière des volcans, on peut la relier au magmatisme important qui caractérise ces zones. La convergence se traduit par la disparition de lithosphère océanique dans le manteau, ou subduction : La lithosphère océanique s’enfonce sous la marge active d’une plaque comprenant une croûte continentale ou une croûte océanique. Cette subduction peut être observée indirectement par une répartition particulière des flux de chaleur dans la zone active.

Question 15 : Document 14 : - Calculez les densités d 2 à d 6 : La lithosphère étant constituée de croûte et la partie la plus superficielle du manteau, la densité de la lithosphère doit être considérée comme une moyenne pondérée des densités de la croûte et du manteau lithosphérique. La densité d se calcule de la manière sui vante : d de la lithosphère = (épaisseur de la croûte × densité de la croûte) + (épaisseur du manteau lithosphérique × densité de ce manteau) Présentez vos résultats dans un tableau où vous placerez l'âge et l'épaisseur de la lithosphère.

- A partir de quel âge, la plaque océanique peut-elle théoriquement plonger ? La densité de l’asthénosphère sous-jacente étant de 3,25, on peut constater que la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à cette valeur, alors que cette lithosphère n’est âgée que de 16 millions d’années et plus sensiblement par la suite : la flottabilité de la lithosphère s’annule donc et celle-ci est susceptible de sombrer dans l’asthénosphère. - Rappelez le devenir de la lithosphère océanique. La lithosphère océanique après sa formation au niveau des dorsales se refroidit, s’hydrate et devient plus dense au cours du temps. La plaque va néanmoins demeurer en surface tant qu’elle est soutenue par la lithosphère qui l’entoure. Cependant, si un mouvement de compression survient et que la plaque casse, elle se désolidarise alors de ses « flotteurs » (continents) et tend alors inexorablement à sombrer dans le manteau, en raison de sa densité plus élevée que celle de l’asthénosphère sous-jacente. Le moteur est donc la différence de densité associée aux mouvements de convergence.

L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère : cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction.

Fiche 24 - page 1 Document 1

Question 1 : A l'aide des documents 1, 2, définissez le mouvement relatif des plaques en contact des marges actives visibles sur le document 3. Quels signes d'activité géologique y sont systématiquement associés ? Question 2 : A l'aide des documents 1, 2, définissez le mouvement relatif des plaques en contact des chaînes de montagnes visibles sur le document 4.

Document 2

La carte ci-dessous montre la distribution des séismes profonds et superficiels ( ) et des volcans aériens ( ). Document 3

Fiche 24 - page 2 Document 4

Question 3 : caractérisez les particularités du relief de la région présentée dans le document 5. Recherchez ce qui témoigne d'une activité géologique profonde et d'une déformation de la lithosphère. Quels types de roches rencontre-t-on ?

Document 5

Fosse

Fiche 24 - page 3 Lorsque la convergence de 2 plaques lithosphériques entraîne la subduction d'une plaque sous l'autre, elle peut s'accompagner de déformation caractéristiques de la lithosphère. Quelles déformations de la lithosphère sont associées à ce mouvement de convergence ? Question 4 : En quoi l'île de la Barbade se singularise-t-elle ? Pourquoi sa situation est-elle inattendue dans ce contexte de zone de subduction ? (voir document 6 et 7) Question 5 : A l'aide des documents 7 et 8, indiquez quelles structures témoignent d'une tectonique compressive. Question 6 : Légendez le document 9. A l'aide de ce document, expliquez l'anomalie repérable dans la colonne stratigraphique. Que témoigne cette anomalie ? Document 6

Document 7

Question 7 : Le document 10 présente une interprétation de la formation de ce que l'on appelle un prisme d'accrétion. A partir des documents précédents montrez que l'île de la Barbade correspond à ce que l'on nomme un "prisme d'accrétion". Question 8 : Récapitulez les caractéristiques principales des zones de subduction.

Document 8

Document 9

………………………………

Document 10

……………………………… …..

Fiche 24 - page 4

Une distribution caractéristique des foyers sismiques dans les zone de subduction : La subduction est définie par l'enfoncement d'une plaque lithosphérique plongeante, sous une autre plaque, qualifiée de chevauchante. Cette convergence est à l'origine de séismes. À cause des dangers qu'ils représentent, les tremblements de terre sont étudiés depuis très longtemps. Un réseau mondial de surveillance permet de référencer de manière très précise la position des foyers de chacun des séismes qui ébranlent la lithosphère. Quelles informations apporte l'étude de la distribution des foyers sismiques des zones de subduction ? Pour répondre à cette question, nous allons étudier la subduction dans la zone indonésienne. Le 26 décembre 2004, un séisme de magnitude 9 est à l’origine d’un tsunami qui a ravagé les côtes d’un grand nombre de pays côtiers de l’océan Indien. Ce séisme est dû à la subduction résultant de la convergence de deux plaques lithosphériques. Etudions cette région à l'aide du logiciel Sismolog développé par le CNRS.

1 - Afficher, à l’aide du logiciel SISMOLOG, les volcans et les séismes de faible, moyenne et forte profondeur entre les deux stations COCO et NTUS (stations GPS). 2 - Réaliser une coupe d’orientation judicieusement choisie et l’afficher à l’écran. la coupe doit-être perpendiculaire à la limite des plaques. Un curseur doit être placé au niveau de la fosse et l'autre au niveau des séismes profonds. Question 9 : Quelles données permettent de justifier qu’il y a dans la région une zone de subduction active ? Regardez la répartition des foyers sismiques (zone de naissance des séismes par libération brutale d'énergie). Que remarquez-vous ? En quoi cela valide-t-il le modèle de la subduction ? Notez l'angle d'inclinaison du plan de Wadati-Benioff (ou plan de Benioff). Notez la nature de la plaque chevauchante (océanique ou continentale).

Fiche technique du logiciel SISMOLOG

Fiche 24 - page 5 3 - Ouvrir le fichier « cocontus.xls » avec le tableur : chaque station figure dans un onglet. Pour la station NTUS, réaliser dans le logiciel les graphiques représentant le déplacement en latitude et en longitude (en cm), en fonction du temps (en années) puis faire apparaître les droites de régression correspondantes pour les deux séries de points (latitude et longitude) (voir fiche d'utilisation du logiciel ci-dessous). En déduire la vitesse de déplacement des stations (pentes des droites de régression). Ces résultats sont déjà fournis pour la station COCO dans l'onglet "coco" correspondant. Recopiez vos résultats ci-dessous : STATION COCO : - Droite de régression du déplacement latidunal de la station : …………………..………………………………………………… - Vitesse de déplacement latidunal de la station : …………………………………..……..…………………………………………. - Droite de régression du déplacement longitudinal de la station : ………………………………………………………………… - Vitesse de déplacement longitudinal de la station : ……………………………………...…………………………………………. STATION NTUS : - Droite de régression du déplacement latidunal de la station : …………………..………………………………………………… - Vitesse de déplacement latidunal de la station : …………………………………..……..…………………………………………. - Droite de régression du déplacement longitudinal de la station : ………………………………………………………………… - Vitesse de déplacement longitudinal de la station : ……………………………………...…………………………………………. Fiche technique d'Open Office Calc : SELECTIONNER DES DONNEES (CELLULES) : Cliquer à l’aide du bouton gauche de la souris dans la cellule désirée puis étendre la sélection sans lâcher le bouton jusqu’à la cellule finale. Les cellules sélectionnées apparaissent en inversion vidéo. REALISATION D’UN GRAPHIQUE : Sélectionner les 2 colonnes choisies, c'est-à-dire comportant les données nécessaires au graphique. Le tableur place en abscisse les données correspondant à la colonne de gauche d'un tableau. Utiliser le menu Insertion – Diagramme. Cliquer sur Suite. Choisir un graphique "diagramme XY", puis cliquer sur Suite. Choisir d'afficher uniquement les points, puis cliquer sur Suite. Cocher les cases Titres des axes X et Y, puis compléter les titres. Cliquer alors sur Créer, le graphique apparaît. REPRESENTATION DE LA DROITE DE REGRESSION ET CALCUL DE SA PENTE : • Cliquer dans le graphique pour le sélectionner puis utiliser le menu Insertion – Statistique. Choisir le type de régression en cliquant sur l'image qui la représente, puis cliquer sur OK. • Calcul de la pente de la droite de régression : Cliquer sur la case prévue pour le calcul de la pente (C2). Utiliser la fonction pente à l'aide du bouton d’appel de fonction (symbole fx à gauche de la ligne de saisie). La fonction pente se trouve dans les fonctions statistiques. Attention à bien choisir les données Y (latitude – sélectionner l’ensemble des valeurs dans la colonne B) et X (temps dans la colonne A). La pente de la droite est ici la vitesse de déplacement de la station, en centimètres par an suivant la latitude. MODIFICATION DU FORMAT (COULEUR, POLICE, TAILLE, POSITION) DES LEGENDES, TITRE, DROITE : Cliquer droit ou double cliquer sur chaque élément à modifier, titre, légendes, etc… IMPRESSION: • impression du contenu d’une feuille : sélection de la zone à imprimer, faire Fichier/Imprimer. Cliquer sur l’option sélection. La mise en page de type paysage est choisie dans les options de l’imprimante. imprimer, • impression d’un seul graphique uniquement : Utiliser le Menu Format/Zone d’impression/Définir. Délimiter la zone du graphique. Puis Utiliser le menu Fichier/Imprimer. COPIER / COLLER : Clic droit sur la fenêtre du graphique, sélectionner « copier ». Même opération dans l’autre feuille pour « coller ». REALISER UN CALCUL : Dans la case destinée à recevoir le résultat du calcul, taper la formule de calcul qui commence par le signe = Indiquer ensuite la case dont on veut utiliser la valeur puis taper l'opérateur (+, -, : ou *) et enfin indiquer la seconde case dont on veut utiliser la valeur. Exemple : =A1-A2 ferait la soustraction entre la valeur de A1 et la valeur de A2. 4 - Dans la feuille "Bilan vitesses" du fichier du tableur, calculez le déplacement relatif de la station COCO par rapport à la station NTUS (voir méthode page suivante) puis construire sur la carte (voir page suivante, Echelle : 1cm = 0,5 cm.an-1) le vecteur vitesse du déplacement relatif de la station COCO. Recopiez vos résultats ci-contre. Fermer le tableur SANS ENREGISTRER votre travail. Question 10 : Conclure.

Fiche 24 - page 6

Carte de la région indonésienne

NTUS

Fiche 24 - page 6

COCO

Australie

5 - Afficher, à l’aide du logiciel SISMOLOG, les volcans et les séismes de faible, moyenne et forte profondeur puis réaliser et afficher à l'écran successivement une coupe d’orientation judicieusement choisie des 2 régions suivantes : - à l'ouest de l'Amérique du Sud - au niveau de l'archipel du Japon. Question 11 : Notez les angles d'inclinaison des plans de Bénioff observés. Notez dans les 2 cas, la nature de la plaque chevauchante (océanique ou continentale). Conclure.

Fiche 24 - page 7

Les phénomènes thermiques des zones de subduction : Nous venons de voir que dans les zones de subduction, la distribution des foyers sismiques donne l'orientation géographique globale du plongement de la lithosphère océanique. Ce témoignage de la subduction est confirmé par la tomographie sismique. Pour cela, les géophysiciens modélisent les variations de vitesse des ondes sismiques en profondeur et assimilent ces variations appelées « anomalies de vitesse sismique » à des variations de température : les zones "chaudes et légères" conduisent les ondes moins rapidement que les zones "froides et denses".

Question 12 : Document 11 (page suivante) : décrivez la répartition du flux géothermique réellement mesuré. A quoi pouvez-vous attribuer l'anomalie positive de ce flux ? Question 13 : Document 12 (en couleur sur votre livre page 204) : identifiez les principales zones de subduction péripacifiques en indiquant, pour chacune d'entre elles, les plaques mises en jeu et la direction géographique globale du plan de subduction. Pour cela aidez-vous de la répartition des séismes de différentes profondeur ainsi que du flux thermique évalué par tomographie sismique.

Le document 12 C présente, pour la zone active de l'Amérique Centrale, des résultats obtenus par tomographie sismique. Grâce à un traitement informatique complexe, les variations de température en profondeur sont révélées par les variations de la vitesse de propagation des ondes sismiques. Le chaud est en rouge (en clair), le froid en bleu (en foncé). En utilisant ces données et grâce à des calculs, les géophysiciens peuvent modéliser les variations de la température en profondeur (document 12 et 13). Dans une région tectoniquement stable, la température augmente régulièrement avec la profondeur et les isothermes sont donc à peu près horizontaux. En revanche, sur la marge ouest-américaine, les isothermes apparaissent très « déformées ». Pour interpréter ce phénomène, il faut comprendre que les roches de la lithosphère, ayant une faible conductivité thermique, n'échangent que très lentement de la chaleur avec l'asthénosphère environnante. Question 14 : Document 13 : Montrez qu'il existe une double anomalie thermique (une froide et une chaude) au niveau d'une zone de subduction. Proposez une interprétation.

Fiche 24 - page 8

Document 11

Document 12 (en couleur page 204)

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Document 13

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Fiche 24 - page 9

une conséquence du refroidissement de la lithosphère océanique. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et son épaisseur augmente (doc. 14 a). La croûte conservant toujours une épaisseur constante de 6 km, c'est en fait l'épaisseur du manteau lithosphérique qui s'accroît avec l'âge de la plaque. En effet, la limite entre lithosphère et asthénosphère dépend uniquement de la température (elle correspond à l'isotherme 1 200 °C) : l'épaisseur du manteau lithosphérique s'accroît donc au cours du refroidissement. Le manteau ayant une densité supérieure à celle de la croûte, la densité de la lithosphère, qui est une moyenne pondérée de ces deux densités, augmente donc au cours du temps. Selon le principe d'Archimède, la lithosphère océanique flotte sur l'asthénosphère, plus plastique, tant qu'elle a une densité inférieure. Or, cette densité augmente avec l'âge de la plaque et finit par devenir supérieure à celle du manteau asthénosphérique. La plaque demeure pourtant en surface car elle est soutenue par la lithosphère qui l'entoure : la lithosphère océanique encore chaude du côté proche de la dorsale d'une part, et la lithosphère continentale beaucoup moins dense d'autre part. Cependant si, à la faveur de mouvements tectoniques globaux, un mouvement de compression survient et désolidarise la plaque dense de ses « flotteurs », alors l'équilibre instable est rompu (b). Document 14

Lithosphère océanique plus lourde ou plus légère que l'asthénosphère ?

Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique caractéristique : volcanisme, mise en place de granitoïdes : Quelques roches magmatiques et métamorphiques générées dans un contexte de subduction sont étudiées. Il est souhaitable de favoriser les observations et les descriptions d’échantillons naturels de granitoïdes, de roches volcaniques et de roches métamorphiques de haute pression et basse température . Sur l’ensemble des roches produites en subduction, seules les roches volcaniques se forment en surface et sont donc directement accessibles. En revanche , les autres roches ne sont accessibles que parc e qu’elles ont été remontées en surface selon des processus que l’on n’étudiera pas. Ce sont des études expérimentales qui ont permis aux géologues de localiser ces roches sur les différents niveaux d’une zone de subduction selon le schéma 2 figuré en annexe (page 25). Cependant, on limite cette présentation à un granitoïde (granite ou grano-diorite), une andésite, une rhyolite, un ou deux méta-gabbros (ou métabasaltes) de haute pression et basse température (schistes bleus, éclogite). L’étude des roches sera macroscopique et microscopique (microscopie photonique) afin de pouvoir présenter leurs textures ainsi que leurs compositions minéralogiques. Limites (ne sont pas exigibles) – Les caractéristiques géochimiques des séries magmatiques calco-alcalines. – Les processus de différenciation magmatique liés à la cristallisation fractionnée. – La connaissance des compositions chimiques des minéraux et leur reconnaissance au microscope photonique . – Les mécanismes à l’origine de la diversité des laves. – Les mécanismes de mise à l’affleurement des roches générées dans les parties profondes des zones de subduction.

Le rôle de l’eau est présenté en tant qu’agent déclenchant la fusion partielle des péridotites du manteau lithosphérique de la plaque chevauchante (abaissement du point de fusion, à pression et température données, par hydratation). La réflexion à propos de l’origine de l’eau est l’occasion de réinvestir les acquis de la classe de première S. C’est en effet une lithosphère océanique hydratée et transformée qui entre en subduction. Sa déshydratation, qui accompagne les réactions de formation des minéraux métamorphiques de haute pression et basse température, libère l’eau qui déclenche la fusion partielle du manteau à l’origine des magmas. On se limite à la présentation des transformations qui s’accompagnent d’une libération d’eau, d’un méta - gabbro (ou d’un méta-basalte) océanique (à chlorite et actinote) en un méta-gabbro à glaucophane et jadéite (schistes bleus) puis en un métagabbro à grenat et jadéite (éclogite). Ces associations minéralogiques sont localisées sur un diagramme pression - température très simplifié qui permet de comprendre leurs conditions de réalisation (voir figures 3a et 3b, pages 26 et 27). Ces transformations, qui se réalisent en phase solide, ont une cinétique très lente par rapport aux transfo mations chimiques connues des élèves. On signale les durées très lentes de ces phénomènes par rapport à l’échelle des temps humains. Limites (ne sont pas exigibles) – La mémorisation des équations de transformations métamorphiques. En conclusion, on souligne que la genèse des granitoïdes, et donc des roches caractéristiques de la croûte continentale, est liée au mécanisme de subduction (mais les processus géochimiques qui conduisent du magma initial au magma différencié sont hors programme).

Chapitre 3 : Convergence et collision continentale. Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des roches qui contiennent des témoins minéralogiques des conditions de pression et température d’une subduction. Il s’agit d’éléments d’une ancienne lithosphère océanique subduite et ramenée en surface (ophiolites). Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des témoins de marges passives : sédiments, blocs basculés et de croûte océanique non subduite (ophiolites). Les marges passives sont déformées et témoignent de la collision continentale. La convergence est ici absorbée par la déformation des marges qui se raccourcissent et s’épaississent, conduisant à la formation d’une chaîne de montagnes. Les conséquences les plus visibles du raccourcissement et de l’épaississement de la croûte continentale sont : - une topographie particulière (des reliefs élevés associés à une racine crustale), - des plis, des failles et des charriages. Après la collision, la chaîne de montagnes est le lieu d’une évolution tardive : érosion en surface, fusion partielle en profondeur. La fin de ce chapitre est l’occasion de dresser un rapide bilan de la dynamique de la lithosphère, de l’ouverture océanique à la naissance d’une chaîne de montagnes

3 La plaque océanique plongeante est soumise à des contraintes considérables : frottements avec la lithosphère chevauchante, compression lors de l’enfoncement. Cela provoque des cassures des roches à l’origine des séismes dans les zones de subduction. Ces séismes disparaissent à grande profondeur, quand la plaque devient chaude et maléable. 4 A une certaine profondeur, il y a fusion partielle de la crôute océanique formant des bulles de magma granitiques qui migrent vers la surface sans jamais l’atteindre car elles cristallisent à faible profondeur formant des plutons granitiques que l’érosion pourra dégager plusieurs millions d’années plus tard. 3 Dans les montagnes, la juxtaposition de roches différentes (plutons granitiques, roches sédimentaires, ophiolites du plancher océanique, roches métamorphiques...) traduit la mise en oeuvre de forces gigantesques verticales et horizontales capables de ramener des roches d’origines diverses, ensemble côte à côte. Les plis et les failles observées dans les roches sont la conséquence de ces forces compressives. 4 Dans les zones de subduction et lors de la collision, les roches sont soumises à des températures et des pressions importantes. Ces roches vont alors se transformer en roches métamorphiques (shiste, gneiss, marbre, eclogites...) : c’est le métamorphisme. Deux types de transformations vont avoir lieu : des transformations structurales : la roche acquiert un aspect feuilleté (foliation) ce qui lui confère une aptitude au clivage (schistosité) et un aspect souvent plissé ; des transformations minéralogiques : les minéraux sous l’action de la T°(>300°) et de la P, se transforment par des réactions de métamorphisme (libération de CO2 et H20) en de nouveaux minéraux. 5 Quand les T° et les P sont très élevées, les roches métamorphiques subissent la fusion partielle (= anatexie) donnant des roches volcaniques et plutoniques (regroupées sous l’appelation roches magmatiques. Exemples : Le granite d’anatexie dans les plutons, la péridotite, le gabbro, le basalte, l’andésite). .