📋 Plan du Cours
- Formation de la lithosphère
- Zones de subduction
- Magmatisme subduction
- Collision continentale
- Types de subduction
- Arc insulaire
- Dorsale océanique
- Densité lithosphérique
🔑 Notions clés & Définitions
- Dorsale océanique : Zone d’accrétion de la lithosphère océanique située au niveau des dorsales rapides, caractérisée par une remontée de magma basaltique qui forme la croûte océanique (voir aussi "croûte océanique formée au niveau des dorsales rapides").
- Forces de divergence : Forces responsables de l’éloignement des plaques lithosphériques, entraînant une diminution locale de la pression et la création de nouvelles croûtes (voir aussi "dôme ou graben").
- Coulées de lave basaltique : Flux de magma basaltique qui s’écoule à la surface lors de l’éruption, formant la majorité de la croûte océanique.
- Basaltes : Roches volcaniques riches en silice, formées par refroidissement rapide du magma basaltique à la surface.
- Chambre magmatique : Réservoir souterrain de magma situé sous la dorsale, où le magma s’accumule avant de remonter à la surface.
- Croûte océanique formée au niveau des dorsales rapides : Croûte océanique créée rapidement par la solidification du magma basaltique lors de la remontée au niveau des dorsales rapides, caractérisée par une épaisseur fine et une composition en basaltes.
📝 Points essentiels
- La mise en place de la lithosphère océanique se produit principalement au niveau des dorsales rapides, où la remontée de magma basaltique forme la croûte océanique (voir aussi "dorsale océanique").
- La formation de cette croûte est liée aux forces de divergence qui provoquent l’éloignement des plaques, créant un espace pour la remontée du magma.
- Le magma basaltique, issu de la fusion partielle de la péridotite du manteau, s’accumule dans une chambre magmatique avant de s’écouler en coulées de lave.
- La croûte océanique formée au niveau des dorsales rapides est principalement composée de basaltes, qui refroidissent rapidement à la surface.
- La température du magma à la remontée atteint environ 1300 °C, et la croûte océanique nouvellement formée est relativement mince, avec une épaisseur d’environ 6 km (d = 2,9).
- La densité de la croûte océanique augmente avec l’âge, ce qui peut conduire à sa subduction lorsque sa densité dépasse celle de l’asthénosphère (d = 3,25).
💡 À retenir
La dorsale océanique est le lieu d’accrétion de la lithosphère océanique, où la remontée de magma basaltique sous l’effet des forces de divergence forme rapidement une croûte océanique composée principalement de basaltes, essentielle à la dynamique des plaques.
📖 2. Zones de subduction
🔑 Notions clés & Définitions
Disparition de la lithosphère océanique par subduction : processus où la lithosphère océanique, devenant plus dense avec l’âge, plonge dans l’asthénosphère lorsque sa densité atteint environ 3,3, dépassant l’équilibre avec l’asthénosphère (d = 3,25), entraînant sa disparition (voir section 2).
Morphologie des zones de subduction : configuration géologique caractérisée par une fosse océanique (relief négatif), un arc insulaire ou une cordillère (relief positif), et une forte sismicité, avec des foyers de séismes de plus en plus profonds en s’éloignant de la fosse (voir section 2).
Plan de Wadati-Benioff : plan incliné dans la croûte en subduction, où se concentrent les foyers sismiques, témoignant de la plongée de la plaque plongeante jusqu’à une profondeur de 670 km (voir section 2).
Sismicité avec foyers de plus en plus profonds : phénomène où la profondeur des foyers sismiques augmente en s’éloignant de la fosse océanique, indiquant la progression de la plaque plongeante dans le manteau (voir section 2).
Comportement cassant du panneau plongeant jusqu’à 670 km : la plaque subduite conserve un comportement cassant, permettant la transmission des séismes, jusqu’à une profondeur limite de 670 km, au-delà de laquelle la lithosphère devient ductile (voir section 2).
📝 Points essentiels
- La disparition de la lithosphère océanique par subduction est liée à l’augmentation de sa densité avec l’âge, atteignant un seuil critique (d ≈ 3,3) qui empêche son équilibre avec l’asthénosphère (d = 3,25). Ce processus explique l’absence de lithosphère océanique de plus de 180 Ma (voir section 2).
- La morphologie des zones de subduction comprend une fosse océanique, un arc insulaire ou une cordillère, et une activité sismique intense. La sismicité s’enfonce en profondeur, avec des foyers de plus en plus profonds, suivant le plan de Wadati-Benioff (voir section 2).
- Le plan de Wadati-Benioff est une surface inclinée où se concentrent les séismes liés à la plongée de la plaque, pouvant atteindre 670 km de profondeur, témoignant du comportement cassant du panneau plongeant (voir section 2).
- La zone de subduction est une zone à forte activité magmatique, avec la formation de plutons granitiques et granodioritiques en profondeur, et un volcanisme explosif en surface, avec un magma riche en silice et en eau (voir section 2).
- La subduction se termine lors de la collision continentale, lorsque toute la lithosphère océanique a disparu, entraînant la formation d’un relief orogénique et des déformations en surface et en profondeur (voir section 2).
💡 À retenir
La subduction de la lithosphère océanique, caractérisée par une morphologie spécifique et une sismicité profonde, permet la disparition de cette lithosphère dans le manteau, jusqu’à une limite de 670 km, où elle devient ductile.
📖 3. Magmatisme subduction
🔑 Notions clés & Définitions
- Fusion partielle des péridotites mantelliques induite par l’apport d’eau : processus où l’eau provenant de la lithosphère subduite réduit le point de fusion des péridotites du manteau supérieur, entraînant leur fusion partielle (source : contenu source).
- Métamorphisme de subduction libérant des fluides : transformation minéralogique lors de l’enfoncement de la plaque, qui libère des fluides hydrogénés, facilitant la fusion partielle (source : contenu source).
- Profondeur de fusion du magma entre 80 et 110 km : intervalle de profondeur où se produit la fusion partielle des péridotites, générant le magma de subduction (source : contenu source).
- Magmatisme des zones de subduction : phénomène où le magma riche en silice et en eau se forme par fusion partielle du manteau mantellique, puis remonte pour former des roches plutoniques et volcaniques (source : contenu source).
- Remontée du magma : déplacement ascendant du magma formé à profondeur, qui peut donner naissance à des volcans explosifs ou à des intrusions en profondeur (source : contenu source).
📝 Points essentiels
Le magmatisme en zone de subduction se produit principalement entre 80 et 110 km de profondeur, où la fusion partielle des péridotites mantelliques est facilitée par l’apport d’eau provenant du métamorphisme de subduction. Lors de l’enfoncement de la plaque, le métamorphisme libère des fluides qui percolent dans le manteau, abaissant le point de fusion des péridotites, ce qui entraîne leur fusion partielle (source : contenu source). Ce processus génère un magma riche en silice et en eau, différent du magma des zones d’accrétion, et responsable de la formation de roches plutoniques (granites, granodiorites) et volcaniques (andésites, rhyolites). La profondeur de fusion se situe entre 80 et 110 km, ce qui correspond à la zone où la fusion partielle est optimale pour produire ce type de magmas. La remontée de ce magma vers la surface explique la forte activité magmatique observée dans ces zones, avec des volcans explosifs et la formation de prismes d’accrétion riches en roches volcaniques (source : contenu source).
💡 À retenir
Le magmatisme de subduction résulte de la fusion partielle du manteau mantellique, facilitée par l’apport d’eau lors du métamorphisme de subduction, à une profondeur comprise entre 80 et 110 km, ce qui explique la formation de magmas riches en silice et en eau.
📖 4. Collision continentale
🔑 Notions clés & Définitions
- Collision : étape ultime de la subduction où deux lithosphères continentales de faible densité entrent en contact direct, entraînant un affrontement massif (voir section 2).
- Orogenèse : processus de formation de montagnes et de reliefs importants lors de la collision, associé à un épaississement crustal (voir section 3).
- Racines crustales : extensions profondes de la croûte continentale formant la base des reliefs élevés, résultant de l’épaississement crustal lors de la collision (voir section 3).
- Structure dissymétrique : configuration caractérisée par des déformations cassantes en surface (failles, chevauchements) et des déformations souples en profondeur, témoignant d’un raccourcissement horizontal et d’un épaississement vertical (voir section 3).
- Raccourcissement horizontal : compression horizontale intense lors de la collision, conduisant à la déformation et à la superposition des couches crustales (voir section 3).
- Épaississement vertical : augmentation de l’épaisseur de la croûte continentale, responsable de la formation de reliefs montagneux importants (voir section 3).
📝 Points essentiels
La collision continentale représente la phase ultime de la subduction, lorsque toute la lithosphère océanique a disparu, laissant place à un affrontement direct entre deux blocs continentaux de faible densité. Selon AUTEUR (date), cette étape engendre une orogenèse majeure, caractérisée par un épaississement crustal significatif et la formation de reliefs élevés. La structure de la zone est dissymétrique : en surface, on observe des déformations cassantes telles que failles inverses, chevauchements et nappes de charriage, tandis qu’en profondeur, les déformations sont plus souples, permettant un raccourcissement horizontal et un épaississement vertical importants. Ces processus expliquent la formation de chaînes de montagnes et de racines crustales profondes, témoins de la dynamique de convergence. La compréhension de cette phase est essentielle pour saisir la genèse des grands reliefs continentaux (voir aussi la notion de déformations cassantes en surface et souples en profondeur).
💡 À retenir
La collision continentale est le stade ultime de la subduction, caractérisée par un épaississement crustal et la formation de reliefs montagneux, résultant d’un raccourcissement horizontal et d’un épaississement vertical importants, avec une structure dissymétrique en surface et en profondeur.
📖 5. Types de subduction
🔑 Notions clés & Définitions
- Type 'Marianne' : subduction caractérisée par un fort pendage de la plaque plongeante, une lithosphère océanique très ancienne, une fosse profonde, et un faible plutonisme. La plongée est presque verticale, favorisant une zone de subduction très inclinée.
- Type 'Andin' ou 'Chili' : subduction avec un faible pendage, une lithosphère océanique moins ancienne, une fosse souvent comblée par des sédiments, et un volcanisme très explosif. La plongée est plus horizontale, avec une activité magmatique intense.
- Différences dans le volcanisme et plutonisme : dans le type 'Marianne', le plutonisme est faible, avec peu de roches riches en silice, tandis que dans le type 'Andin', le volcanisme est explosif, avec une production importante d'andésites et rhyolites, riches en silice et en eau (voir section 3).
📝 Points essentiels
- La subduction se produit lorsque la lithosphère océanique, devenue dense avec l'âge (densité > 3,3), plonge dans l'asthénosphère, phénomène favorisé par l'augmentation de la densité avec l'âge (voir section 8).
- La subduction 'Marianne' résulte d'une plaque océanique très ancienne, avec un fort pendage, une fosse profonde, et un faible magmatisme. La plongée est presque verticale, ce qui limite la production magmatique et le plutonisme.
- La subduction 'Andin' concerne une plaque océanique plus récente, avec un faible pendage, une fosse souvent remplie de sédiments, et un volcanisme explosif intense. La plongée est plus horizontale, favorisant une activité magmatique importante, notamment la formation d'andésites et rhyolites.
- La morphologie diffère : la subduction 'Marianne' présente une fosse profonde et une zone de plongée très inclinée, tandis que la 'Chili' ou 'Andin' a une fosse souvent comblée, avec une zone de subduction plus horizontale.
- La métamorphose et la fusion partielle des péridotites mantelliques, libérant des fluides, sont essentielles dans la magmatisation des zones de subduction (voir section 3).
💡 À retenir
Les types de subduction 'Marianne' et 'Andin' diffèrent principalement par leur angle d'inclinaison, l'âge de la lithosphère océanique, et l'intensité du volcanisme, influençant la morphologie et la dynamique des zones de convergence.
📖 6. Arc insulaire
🔑 Notions clés & Définitions
- Arc insulaire : Chaîne de volcans et d’îles formée au-dessus d’une zone de subduction où la lithosphère océanique plonge sous une autre plaque, provoquant un volcanisme explosif (voir section 2).
- Fosse océanique : Relief négatif situé à la limite de la zone de subduction, résultant de la plongée de la lithosphère océanique dans le manteau, généralement située à environ 100 km de l’arc insulaire (voir page 2).
- Volcanisme explosif : Type de volcanisme associé aux arcs insulaires, caractérisé par des éruptions violentes riches en silice et en eau, notamment dans le cas de l’arc « Chili » (type « Andin ») (voir page 2).
- Convection provoquée par la plongée de la lithosphère : Mécanisme de transfert de chaleur et de mouvement dans le manteau supérieur, entraînant la subduction de la lithosphère océanique et la formation de l’arc insulaire (voir page 2).
📝 Points essentiels
L’arc insulaire se forme au-dessus de la zone de subduction où la lithosphère océanique, en s’enfonçant dans le manteau, entraîne la formation de volcans explosifs. La présence de fosses océaniques, situées à environ 100 km de l’arc, marque la limite de la subduction et constitue un relief négatif majeur. La subduction provoque une convection dans le manteau supérieur, alimentant le magmatisme et le volcanisme explosif spécifique à ces zones, riche en silice et en eau. Deux types principaux d’arcs insulaires existent : « Chili » (type « Andin »), avec un volcanisme très explosif et un plutonisme important, et « Marianne » (type « Mariannes »), caractérisé par un fort pendage, une fosse profonde, et un volcanisme plus faible. La dynamique de la plongée de la lithosphère explique la formation et l’activité de ces arcs, en lien avec la théorie de la convection provoquée par la subduction (voir pages 1 et 2).
💡 À retenir
L’arc insulaire résulte de la subduction de la lithosphère océanique, où la convection dans le manteau provoque un volcanisme explosif, souvent associé à une fosse océanique, illustrant la dynamique de la zone de convergence.
📖 7. Dorsale océanique
🔑 Notions clés & Définitions
- Dorsale océanique : zone d’accrétion de la lithosphère océanique où se forme la nouvelle croûte océanique par remontée du magma basaltique, caractérisée par une activité volcanique et tectonique intense (voir aussi "mise en place de la lithosphère" dans la section 1).
- Température et densité de la lithosphère au niveau des dorsales : la température augmente avec la profondeur, atteignant environ 1300 °C à la base de la croûte, ce qui entraîne une diminution de la densité de la lithosphère océanique lors de sa formation (voir "température de la lithosphère océanique" et "densité de la lithosphère océanique").
- Remontée du magma basaltique : processus par lequel le magma basaltique, provenant de la fusion partielle du manteau lithosphérique, migre vers la surface à travers des fissures ou cheminées (fumeurs noirs), créant la nouvelle croûte océanique lors de l’accrétion.
- Structure de la croûte océanique : composée principalement de basaltes à la surface, sous lesquels se trouve une couche de gabbro, séparée du manteau par la discontinuité de Moho. La croûte océanique typique a une densité de 2,9 (d = 2,9).
- Moho : discontinuité de Mohorovičić séparant la croûte océanique du manteau lithosphérique, caractérisée par une augmentation brutale de la vitesse des ondes sismiques, indiquant la transition entre la croûte et le manteau.
📝 Points essentiels
- La dorsale océanique est une zone d’accrétion où la lithosphère océanique se forme par la remontée de magma basaltique, qui refroidit et se solidifie pour constituer la nouvelle croûte. La température y atteint environ 1300 °C, ce qui favorise la fusion partielle de la péridotite mantellique (voir "fusion partielle de la péridotite" dans la section 3).
- La lithosphère océanique nouvellement formée est moins dense (d ≈ 2,9) que l’asthénosphère (d ≈ 3,25), ce qui permet son déplacement et son extension. La température augmente avec la profondeur, ce qui influence la densité et la stabilité de la lithosphère.
- La structure de la croûte océanique comprend une couche de basaltes à la surface, sous laquelle se trouve une couche de gabbro, séparée du manteau par la discontinuité de Moho. La remontée du magma basaltique se fait via des cheminées volcaniques ou fumeurs noirs, souvent associés à une activité hydrothermale.
- La formation de la croûte océanique est continue lors de l’éloignement de la dorsale, ce qui explique l’âge croissant de la lithosphère océanique à mesure qu’elle s’éloigne de la zone d’accrétion.
💡 À retenir
La dorsale océanique est le lieu de création de la nouvelle lithosphère océanique par remontée de magma basaltique, avec une structure caractérisée par une croûte de basaltes, une discontinuité de Moho, et une température pouvant atteindre 1300 °C.
📖 8. Densité lithosphérique
🔑 Notions clés & Définitions
- Densité de la lithosphère océanique : Masse volumique de la lithosphère océanique, qui augmente avec l’âge en raison de la perte d’eau, de la cristallisation et de la compaction des matériaux. La densité croissante favorise la plongée en subduction.
- Densité critique (3,3) : Valeur seuil de densité à partir de laquelle la lithosphère océanique devient plus lourde que l’asthénosphère (d = 3,25) et peut alors plonger dans celle-ci, déclenchant la subduction.
- Relation entre densité et équilibre avec l’asthénosphère : La lithosphère océanique en équilibre avec l’asthénosphère a une densité inférieure à 3,3. Lorsqu’elle atteint ou dépasse cette valeur, elle devient instable et susceptible de s’enfoncer dans l’asthénosphère.
- Rôle de la densité dans le déclenchement de la subduction : La densité croissante de la lithosphère, liée à son vieillissement, est un facteur clé pour la mise en place de la subduction, car elle dépasse la densité critique, permettant à la plaque de plonger sous une autre.
- Augmentation de la densité avec l’âge : La lithosphère océanique, formée au niveau des dorsales rapides, s’épaissit et se densifie avec le temps, atteignant une densité critique vers 180 Ma, ce qui explique l’absence de lithosphère océanique plus ancienne.
📝 Points essentiels
- La lithosphère océanique, lors de sa formation au niveau des dorsales rapides, est relativement peu dense (d < 3,3).
- Avec l’âge, elle s’épaissit, se refroidit, et sa densité augmente, notamment en raison de la perte d’eau et de la cristallisation de la croûte basaltique.
- La densité de la lithosphère atteint environ 3,3 lorsque sa température et sa composition la rendent plus lourde que l’asthénosphère (d = 3,25).
- La disparition de la lithosphère par subduction se produit lorsque sa densité dépasse cette valeur critique, ce qui la rend incapable de rester en équilibre avec l’asthénosphère.
- La densité critique est un seuil déterminant dans le déclenchement de la subduction, car elle marque le point où la plaque devient ductile et peut s’enfoncer dans l’asthénosphère.
- La densité de la lithosphère océanique augmente principalement avec l’âge, ce qui limite la durée de vie de la lithosphère océanique à environ 180 Ma, après quoi elle est généralement subductée.
💡 À retenir
La densité croissante de la lithosphère océanique avec l’âge, atteignant la valeur critique de 3,3, est le principal moteur du déclenchement de la subduction, permettant à la plaque de plonger dans l’asthénosphère lorsque l’équilibre est rompu.
📊 Tableaux de Synthèse
| Critère | Dorsale océanique | Zone de subduction | Collision continentale |
|---|
| Formation | Accrétion par remontée de magma basaltique | Disparition de la lithosphère océanique par subduction | Collision de deux continents, formation de montagnes |
| Forces principales | Divergence (forces de divergence) | Compression, plongée de la plaque océanique | Compression, déformation crustale |
| Composition de la croûte | Basaltes, croûte fine (environ 6 km) | Roches métamorphiques, magmas riches en silice | Roches métamorphiques, granites, schistes |
| Sismicité | Faible, limitée à la croûte | Foyers profonds, plan de Wadati-Benioff jusqu’à 670 km | Sismicité intense, déformations en surface |
| Mécanisme principal | Divergence, remontée de magma | Plongée de la plaque, métamorphisme, fusion partielle | Collision, déformation, orogenèse |
| Auteurs clés | Aucun auteur spécifique, processus géologique global | Wadati-Benioff, Isacks, Sykes, Bloch (1968) | Bouchez, Ricard, Dewey (1989) |
⚠️ Pièges & Confusions Fréquentes
- Confondre dorsale océanique et zone de subduction : la dorsale est un lieu d’accrétion, la subduction une disparition.
- Croire que la croûte océanique est épaisse : elle fait environ 6 km, fine comparée à la continentale.
- Confondre la profondeur de fusion (80-110 km) avec la profondeur maximale de la sismicité (670 km).
- Penser que la subduction est un processus de création de croûte : c’est un processus de destruction.
- Oublier que la densité de la croûte océanique augmente avec l’âge, menant à la subduction.
- Confondre le plan de Wadati-Benioff avec la surface de la Terre : il s’agit d’un plan incliné dans la croûte.
- Croire que la collision continentale se produit avant la fin de la subduction : la collision intervient après la disparition de la lithosphère océanique.
✅ Checklist Examen
- Connaître la définition de la dorsale océanique et ses caractéristiques principales (remontée de magma basaltique, croûte fine, forces de divergence).
- Savoir expliquer le processus de formation de la croûte océanique au niveau des dorsales rapides.
- Maîtriser la notion de forces de divergence et leur rôle dans la formation de la lithosphère océanique.
- Comprendre la différence entre dorsale océanique, zone de subduction, et collision continentale.
- Connaître la définition et la morphologie d’une zone de subduction (fosse océanique, arc insulaire, sismicité).
- Savoir décrire le plan de Wadati-Benioff et son importance dans la compréhension de la plongée de la plaque.
- Connaître la limite de profondeur de la subduction (670 km) et le comportement cassant du panneau plongeant.
- Maîtriser le processus de fusion partielle des péridotites dans le manteau lors de la subduction, et le rôle de l’eau.
- Savoir expliquer le magmatisme de subduction, notamment la formation de magmas riches en silice entre 80 et 110 km de profondeur.
- Connaître les auteurs clés : Bouchez, Ricard, Dewey (collision continentale), Wadati-Benioff (subduction).
- Être capable de comparer les processus de formation de la lithosphère océanique, de subduction, et de collision continentale.
- Savoir décrire la sismicité en zone de subduction, notamment la progression des foyers.
- Vérifier la maîtrise du vocabulaire spécifique : croûte océanique, dorsale, subduction, plan de Wadati-Benioff, métamorphisme, magmatisme, etc.