Sciences de la vie et de la Terre

Classe de Term S Programme 2001

Connaissances exigibles

1. La
convergence des plaques aboutit à la disparition de la lithosphère
océanique par subduction.

1.1. La
subduction s’accompagne de phénomènes dynamiques caractérisant
une marge active.

1.1.1. La lithosphère océanique s’enfonce sous
une plaque océanique ou une plaque continentale.

1.1.2. Une zone de subduction est marquée par des reliefs et
des anomalies dans la répartition du flux thermique.

1.1.2.1. La fosse océanique, relief fortement négatif,
se situe à la frontière des plaques.

• Elle traduit la
  flexion de la plaque plongeante sous la plaque chevauchante.

• A l’aplomb
  de la fosse, le flux de chaleur est anormalement faible.

• Cette anomalie
  thermique négative s’interprète
  par la présence du matériel froid de la lithosphère
  subduite dans l’asthénosphère.

1.1.2.2. Parallèlement à la
fosse, des reliefs positifs se forment sur la plaque chevauchante.

• Ce
  sont des chaînes de type cordillère sur une croûte
  continentale ou des arcs insulaires sur une croûte océanique.

• Un
  flux de chaleur anormalement élevé est associé à ces
  reliefs.

• Cette anomalie thermique positive traduit la présence
  de magma.

1.1.3. Le raccourcissement imposé par la convergence des plaques
provoque des déformations à leur frontière.

• Des
  sédiments océaniques non entraînés dans
  la subduction, s’entassent en écailles superposées
  formant un prisme d’accrétion.

• Dans ce prisme, des plis
  et des failles inverses témoignent
  de forces de compression.

1.1.4. Le plongement de la lithosphère océanique dans
l’asthénosphère génère de nombreux
séismes.

• Les foyers des séismes se répartissent
  en profondeur selon un plan plus ou moins incliné de la fosse
  vers la plaque chevauchante : le plan de Wadati-Bénioff.

• L’enfoncement
  de la plaque océanique rigide se fait selon
  ce plan.

• Les contraintes liées aux frottements entre les plaques
  sont à l’origine
  des séismes.

1.2. L’augmentation de densité de la lithosphère océanique
est le principal moteur de la subduction.

• En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère
  océanique se refroidit.

• Le manteau lithosphérique s’épaissit
  aux dépens
  de l’asthénosphère.

• La lithosphère océanique
  devient donc plus dense que l’asthénosphère et
  s’enfonce.

1.3.
La subduction génère une importante activité magmatique
directement liée à des phénomènes métamorphiques.

1.3.1. Les roches de la plaque subduite se transforment au cours de
réactions métamorphiques.

• Des associations de minéraux
  stables caractérisent les
  différents domaines de température, de pression et d’hydratation.

• Les
  roches de la lithosphère océaniques sont soumises à des
  conditions de basse température et de haute pression, différentes
  de celles de leur formation.

• Leurs transformations à l’état
  solide entraînent
  l’apparition de nouveaux minéraux caractéristiques
  des zones de subduction.

• Les transformations minéralogiques s’accompagnent
  d’une
  déshydratation des roches de la lithosphère océanique.

1.3.2.
La genèse du magma des zones de subduction est la conséquence
de la déshydratation de la plaque plongeante.

• L’eau libérée
  percole dans le manteau de la plaque chevauchante.

• Elle abaisse le point
  de fusion des péridotites du manteau.

• La fusion partielle des
  péridotites hydratées est à l’origine
  d’un magma de composition andésitique.

1.3.3. Le refroidissement
de ce magma aboutit à la mise en place
de roches magmatiques.

• Sa remontée à la surface est à l’origine
  de roches volcaniques : andésites et rhyolites.

• Son refroidissement
  lent, en profondeur, donne naissance à des
  roches plutoniques : les granitoïdes.

• Ces roches sont caractéristiques
  de la croûte continentale.

2.
Les chaînes de collision, comme les Alpes franco-italiennes, résultent
de la convergence de deux plaques lithosphériques continentales.

2.1.
Dans une chaîne de collision, on retrouve des marqueurs
d’un ancien domaine océanique.

2.1.1. Des structures caractéristiques d’une marge
passive témoignent de l’ouverture d’un océan
 :

• Des blocs basculés de croûte continentale limités
  par des failles normales.

• Des séries sédimentaires.

2.1.2. Des ophiolites, témoins d’une ancienne lithosphère
océanique, affleurent.

• Une ophiolite est un cortège de roches océaniques :
  basaltes en coussins, gabbros et péridotite.

2.2.
Dans une chaîne de collision, certaines roches renferment
des associations minéralogiques témoins d’une subduction.

2.3. Dans ce type de chaîne de montagnes, des
structures compressives témoignent de la collision de deux plaques
continentales après fermeture de l’océan.

2.3.1. Plis, failles inverses, nappes de charriage,
sont des conséquences du raccourcissement crustal.

2.3.2. Ce raccourcissement provoque un épaississement
crustal important.

• Il conduit à des reliefs élevés.

• Dans
  la zone centrale de la chaîne, la racine de la croûte
  peut atteindre une profondeur de 50 Km.

2.4.
Dès sa formation, une chaîne de collision subit
une évolution qui se poursuit tardivement.

• Les reliefs sont
  soumis à une érosion intense.

• Ainsi des
  roches formées en profondeur peuvent être
  ramenées à la surface.

3.
La lithosphère océanique a une évolution spatio-temporelle

3.1. Elle
se forme au niveau des dorsales par accrétion.

3.2.
Elle disparaît dans les zones de subduction en contribuant à générer
de la croûte continentale.

3.3.
Associée à la
lithosphère continentale,
elle participe à la formation des chaînes de collision.

EXPRESSIONS
et MOTS CLÉS
 :