Chapitre 2 : La dynamique de la lithosphère Comment caractériser la dynamique de la lithosphère ?
I. La mobilité horizontale de la lithosphère (séance 04) A. Identifier les limites de plaques
La répartition des séismes s'explique par la présence de plaques lithosphériques rigides, dont le mouvement produit des fractures aux frontières entre plaques.
Les dorsales sont des frontières de plaques divergentes. Elles se manifestent notamment par un fort flux géothermique.
Les chaînes de montagnes et les fosses océaniques sont des frontières convergentes qui se caractérisent par :
- des foyers sismiques disposés le long d'un plan.
- un flux géothermique fort au niveau de l'arc volcanique et faible en amont.
Source : Hachette 1ère Spé
B. Mesurer les déplacements actuels
Grâce à des satellites (notamment le système GPS ou Global Positioning System), il est possible de positionner précisement, des stations réparties au sol sur l'ensemble de la planète. L'étude de la position d'une station sur plusieurs années permet de déterminer le sens et la vitesse du déplacement de la plaque sur laquelle elle se trouve. Les mesures effectuées par GPS indiquent un déplacement des plaques de l'ordre de quelques cm par an.
C. Mesurer les déplacements passés
Les alignements volcaniques résultent du déplacement d'une plaque océanique au- dessus d'un point chaud, considéré fixe. La datation des volcans et leur position permettent de reconstituer le sens et la vitesse de déplacement de cette plaque.
La datation des roches de la croûte océanique et leur position par rapport à l'axe de la dorsale permet de déterminer la vitesse d'accrétion des plaques océaniques. Deux approches permettent cette datation :
- l'âge des sédiments océaniques au contact du basalte.
- les anomalies magnétiques enregistrées par les basaltes permettent de déterminer leur âge.
Thématique 1 - La Terre, la vie et l’organisation du vivant - Chapitre 2 - La dynamique de la lithosphère 1/4
LES LIMITES DE PLAQUES
Comment se met en place et évolue la lithosphère océanique ? II. La dynamique des zones de divergence (séance 05)
A. Deux types de dorsales
Sous les dorsales rapides, l'ascension des péridotites fait diminuer la pression à la- quelle elles sont soumises. Cette décompression entraîne sa fusion partielle, puis sa remontée et la formation d’une croûte océanique constituée de gabbros, surmontés de basaltes en filons et en coussins.
Au niveau des dorsales lentes, de grandes failles de décrochement entraînent l'exhu- mation du manteau constitué de péridotites.
Source : Nathan 1ère Spé Source : Nathan 1ère Spé
B. La maturation physique de la lithosphère océanique
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et se transforme. En raison de l'augmentation de la profondeur de l'isotherme 1300°C (limite entre l'asthé- nosphère et la lithosphère), elle s'épaissit.
Bien que la densité des roches superficielles diminue (d = 2,9), la densité globale de la lithosphère augmente par ajout de manteau lithosphérique dense (d = 3,3). La litho- sphère s'enfonce alors dans l'asthénosphère de densité plus faible (d = 3,25).
C. L'hydratation de la lithosphère océanique
L'eau de mer circulant dans la lithosphère entraîne des modifications de la composi- tion minéralogique des roches de la croûte et du manteau : le gabbro se métamor- phise en gabbro à hornblende et la péridotite en serpentinite.
Thématique 1 - La Terre, la vie et l’organisation du vivant - Chapitre 2 - La dynamique de la lithosphère 2/4
DEUX TYPES DE DORSALES
Quels sont les processus mis en jeux lors d’une subduction ? III. Les zones de subduction (séance 06)
A. La disparition de la lithosphère océanique
Au niveau des zones de subduction, une lithosphère océanique plonge dans l’asthéno- sphère. Cette zone est caractérisée par une fosse océanique et une répartition des foyers sismiques jusqu'à 700 km de profondeur, le long du plan de Wadati-Benioff, qui matérialise la plaque plongeante.
Cette région présente un très faible flux géothermique au niveau de la fosse, en rai- son du plongement d'une lithosphère froide, et un fort flux au niveau de l'arc volca- nique.
B. Le magmatisme des zones de subduction
Les zones de subduction sont le siège d'un important magmatisme. Celui-ci est ca- ractérisé en surface par un dynamisme explosif, associé à l'émission de laves vis- queuses, riches en silice et en gaz. Il s'accompagne de la formation de roches volca- niques (andésite et rhyolite).
En profondeur, le magmatisme aboutit à la formation de roches plutoniques (diorite et granite).
C. La formation du magma
Les minéraux des roches magmatiques de subduction sont hydratés. En outre, les to- mographies sismiques montrent que la source du magma est le manteau péridoti- tique situé entre 80 et 150 km au dessus du plan de Wadati-Benioff.
En s'enfonçant dans le manteau, la lithosphère océanique hydratée est placée dans des conditions de pression et de température telles que les associations minérales changent et libèrent de l'eau. Cette eau migre dans le manteau et l'hydrate. Cette hy- dratation rend possible la fusion partielle des péridotites.
Source : Nathan 1ère Spé
D. La subduction entraîne des mouvements mantelliques
Après sa mise en place, la densité de la lithosphère augmente car elle s’hydrate et se refroidit. Après que la densité de la lithosphère a dépassé celle de l'asthénosphère, la lithosphère finit par s'enfoncer. Ce plongement exerce une force de traction sur toute la plaque. Ces mouvements descendants participent à la mise en place des mouve- ments ascendants : le manteau est ainsi le siège de mouvements de convection.
Thématique 1 - La Terre, la vie et l’organisation du vivant - Chapitre 2 - La dynamique de la lithosphère 3/4
SUBDUCTION ET ROCHES MAGMATIQUES
Quels sont les indices marqueurs d’une collision ? IV. Les zones de collision (séance 07)
A. Des indices sur le terrain
La compression de roches rigides provoque leur cassure le long failles inverses.
Cela entraîne le chevauchement de compartiments rocheux les uns au-dessus des autres. Les plis sont issus de la compression de roches plus ductiles, donc plus en profondeur.
Les nappes de charriage sont de vastes structures géologiques, longs de plusieurs kilomètres, qui se sont déplacées lentement en glissant sur d'autres roches.
B. Des indices géophysiques
En profondeur, des déformations sont observables grâce aux études géophysiques.
Ces études montrent que dans une chaîne de montagnes, le Moho est plus profond et donc que la croûte s'épaissit en profondeur. Cet épaississement est lié à la superposi- tion d'écailles de croûtes les unes sur les autres. Cela conduit à la mise en place d'une racine crustale.
La collision peut aboutir, dans certains cas, au passage d'une des deux lithosphères continentale sous l'autre.
Source : Belin 1ère Spé
Thématique 1 - La Terre, la vie et l’organisation du vivant - Chapitre 2 - La dynamique de la lithosphère 4/4
UNE ZONE DE COLLISION
