Ficha de revisão: Géodynamique des Zones de Subduction

📋 Plan du Cours

1. Anomalies magnétiques océaniques
2. Cristaux ferromagnétiques
3. Expansion océanique
4. Point chaud
5. Formation basaltes
6. Étude des sédiments
7. Fusion péridotites
8. Dynamique lithosphère
9. Zones de divergence
10. Zones de convergence
11. Subduction
12. Faciès métamorphiques

📖 1. Anomalies magnétiques océaniques

🔑 Notions clés & Définitions

• Anomalies magnétiques alignées et symétriques par rapport à l'axe de la dorsale : Disparités dans l'intensité du champ magnétique terrestre enregistrées dans les basaltes, formant des bandes parallèles et symétriques de part et d'autre de la dorsale, témoignant de l'inversion régulière du champ magnétique terrestre (découverte vers 1950).

• Enregistrement du champ magnétique terrestre dans les cristaux ferromagnétiques des basaltes : Processus par lequel les cristaux ferromagnétiques présents dans les basaltes refroidis captent et conservent la direction et l'intensité du champ magnétique terrestre au moment de leur solidification, permettant la reconstitution de l'histoire géomagnétique.

• Découverte des anomalies magnétiques au-dessus des fonds océaniques vers 1950 : Observation initiale par les géophysiciens que les fonds océaniques présentent des bandes magnétiques inversées ou normales, symétriques de chaque côté des dorsales, ce qui a permis de confirmer le modèle d'expansion océanique (voir aussi la théorie de la dérive des continents).

📖 2. Cristaux ferromagnétiques

🔑 Notions clés & Définitions

• Cristaux ferromagnétiques : cristaux présents dans les basaltes volcaniques, principalement composés de minéraux comme la magnétite, capables de conserver une orientation magnétique stable lorsqu'ils refroidissent (voir doc 2).
• Enregistrement du champ magnétique terrestre : processus par lequel les cristaux ferromagnétiques, lors du refroidissement des basaltes, fixent la direction et l'intensité du champ magnétique terrestre au moment de leur solidification (voir doc 2).
• Texture des roches volcaniques : différence de texture entre roches grenues (cristalisation lente, structure grossière) et microlithiques (cristallisation rapide, structure fine), influencée par la vitesse de cristallisation du magma (voir partie B, page 10).
• Vitesse de cristallisation : facteur déterminant la taille des cristaux dans la roche, une cristallisation lente favorise la formation de cristaux gros (grenue), tandis qu'une cristallisation rapide produit des cristaux fins ou microlithiques (voir page 10).
• Texture grenue vs microlithique : la texture grenue correspond à une cristallisation lente avec des cristaux visibles à l'œil nu, alors que la texture microlithique résulte d'une cristallisation rapide, avec des cristaux très fins (voir page 10).
• Champ magnétique terrestre : le champ généré par la Terre, dont l'orientation et l'intensité peuvent être enregistrées dans les cristaux ferromagnétiques lors du refroidissement des basaltes (voir doc 2).

📝 Points essentiels

Les cristaux ferromagnétiques présents dans les basaltes volcaniques, notamment la magnétite, jouent un rôle crucial dans la paléomagnétisme. Lors du refroidissement du magma, ces cristaux s'alignent avec le champ magnétique terrestre, fixant ainsi une empreinte magnétique qui permet de reconstituer l'histoire du champ terrestre (voir doc 2). La texture des roches volcaniques dépend de la vitesse de cristallisation : une cristallisation lente dans la cheminée ou en chambre magmatique favorise la formation de cristaux gros (roches grenues), tandis qu'une cristallisation rapide lors de l'éruption produit des cristaux fins ou microlithiques (voir page 10). La différence de texture est un indicateur de la vitesse de refroidissement du magma, qui influence également la taille des cristaux ferromagnétiques et leur capacité à enregistrer le champ magnétique (voir partie B, page 10).

💡 À retenir

Les cristaux ferromagnétiques dans les basaltes enregistrent l'orientation du champ magnétique terrestre lors de leur refroidissement, permettant ainsi la reconstitution de l'histoire géomagnétique, tandis que leur texture reflète la vitesse de cristallisation du magma.

📖 3. Expansion océanique

🔑 Notions clés & Définitions

• Formation des basaltes au niveau des dorsales : processus par lequel le magma basaltique se forme lors de la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur, entraînée par la remontée du manteau au niveau des dorsales, puis refroidi rapidement en surface pour constituer la croûte océanique (voir pages 2 et 3).

• Expansion océanique par éloignement des basaltes de la dorsale : phénomène d’éloignement progressif des basaltes formés au niveau des dorsales, conduisant à l’éloignement de la nouvelle croûte océanique à quelques centimètres par an, ce qui entraîne la croissance de l’océan (voir pages 1 et 2).

• Remontée du manteau au niveau des dorsales entraînant fusion partielle des péridotites : processus où la décompression adiabatique provoque la fusion partielle (10-15%) des péridotites entre 50 et 100 km de profondeur, générant le magma basaltique qui forme la croûte océanique (voir pages 2 et 3).

• Différence entre dorsales rapides et lentes (production magmatique et relief) : distinction entre dorsales rapides (type est-pacifique), caractérisées par une forte production magmatique et un relief élevé, et dorsales lentes (type atlantique), avec une production magmatique faible et un relief plus modéré ou fossé (voir page 7).

📝 Points essentiels

• La formation des basaltes se produit au niveau des dorsales océaniques, où la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur est induite par la remontée du manteau en raison de la divergence des plaques (voir pages 2 et 3). La fusion est facilitée par la décompression adiabatique, qui baisse la pression à température constante, entraînant la génération de magma basaltique.

• La croûte océanique se forme par refroidissement lent du magma dans la cheminée, donnant des gabbros (structure grenue), puis par refroidissement rapide en surface, formant des basaltes (structure microlitique). La vitesse d’éloignement des basaltes de la dorsale est estimée à quelques centimètres par an, permettant de dater l’âge des basaltes plus vieux à mesure qu’on s’éloigne de la dorsale (voir pages 2 et 3).

• La différence entre dorsales rapides et lentes réside dans la quantité de magma produit et dans le relief associé : les dorsales rapides ont une forte production magmatique et un relief élevé, tandis que les dorsales lentes ont une production faible et un relief plus faible ou fossé (voir page 7).

• En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, son épaisseur augmente, sa densité croît, et son âge peut atteindre plusieurs centaines de millions d’années. La densité accrue finit par dépasser celle de l’asthénosphère, entraînant la subduction (voir page 7).

💡 À retenir

L’expansion océanique résulte de la formation de basaltes au niveau des dorsales, où la fusion partielle du manteau entraîne la création de nouvelle croûte océanique, qui s’éloigne progressivement de la dorsale, modifiant la géométrie et la dynamique des plaques lithosphériques.

📖 4. Point chaud

🔑 Notions clés & Définitions

• Point chaud : remontée de magma en un point fixe en provenance du manteau, souvent associé à un panache mantellique. (source : TP17 et Livre p.176-177)
• Alignement d'édifices volcaniques inactifs avec un volcan actif à l'extrémité : configuration où des volcans anciens, éloignés du volcan actif, forment une ligne d'édifices volcaniques inactifs, témoignant du déplacement de la plaque au-dessus d’un point chaud. (source : TP17 et Livre p.176-177)
• Déplacement horizontal de la plaque océanique au-dessus d'un point chaud fixe : phénomène où la plaque se déplace, entraînant la formation d'une chaîne de volcans d'îlots-plaques, dont l'âge augmente avec la distance du volcan actif. (source : TP17 et Livre p.176-177)

📝 Points essentiels

• La remontée de magma fixe en provenance du manteau, appelée point chaud, est à l’origine de volcans qui peuvent rester actifs ou devenir inactifs avec le temps. (source : TP17 et Livre p.176-177)
• La configuration géologique observée, avec des volcans inactifs alignés à l’extrémité d’un volcan actif, s’explique par le déplacement horizontal de la plaque océanique au-dessus du point chaud. La formation d’îlots-plaques éloignés du point chaud témoigne de cette dynamique. (source : TP17 et Livre p.176-177)
• Ce mécanisme explique la formation de chaînes volcaniques telles que celles d’Hawaï, où la jeunesse des volcans est proche du volcan actif, et leur ancienneté augmente avec la distance. (source : TP17 et Livre p.176-177)

💡 À retenir

Le point chaud est une remontée de magma fixe dans le manteau, dont le déplacement de la plaque au-dessus entraîne la formation d’une chaîne de volcans d’îlots-plaques, avec un volcan actif à une extrémité et des volcans inactifs plus anciens à l’autre.

📖 5. Formation basaltes

🔑 Notions clés & Définitions

• Refroidissement rapide du magma en surface : Processus par lequel le magma émis lors de l’éruption volcanique se refroidit rapidement à l’air ou dans l’eau, formant une roche volcanique microlithique ou fine (ex : basalte).
• Refroidissement lent du magma dans la cheminée : Diminution progressive de la température du magma en profondeur, permettant la cristallisation lente et la formation d’une roche plutonique grenue, comme le gabbro.
• Composition chimique issue de fusion partielle des péridotites : Magmas basaltique ou gabbroïque formés par décompression adiabatique et fusion partielle des péridotites du manteau supérieur, modifiée par la présence d’eau (voir section 11.1.2.a).
• Texture entre roches plutoniques et volcaniques : La texture dépend du rythme de cristallisation ; rapide pour les roches volcaniques (microlithique), lente pour les roches plutoniques (grenue). La texture grenue indique une cristallisation lente en profondeur, tandis que la texture microlithique indique un refroidissement rapide en surface.
• Formation des basaltes : Roches volcaniques issues du refroidissement rapide du magma en surface, riches en silice, souvent associés à la dorsale océanique.
• Formation des gabbros : Roches plutoniques résultant d’un refroidissement lent du magma dans la cheminée ou la chambre magmatique, caractérisées par une texture grenue.

📝 Points essentiels

• Les basaltes se forment par refroidissement rapide à la surface lors d’éruptions volcaniques, donnant une texture microlithique ou fine.
• Les gabbros résultent d’un refroidissement lent dans la cheminée ou la chambre magmatique, avec une texture grenue.
• La composition chimique des basaltes et gabbros provient de la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur, processus favorisé par la décompression adiabatique (voir section 11.1.2.a).
• La différence de texture entre roches plutoniques et volcaniques est liée à la vitesse de cristallisation : rapide en surface pour les basaltes, lente en profondeur pour les gabbros.
• La formation des basaltes est associée à l’expansion océanique, notamment au niveau des dorsales, où la fusion partielle des péridotites produit le magma basaltique.
• La composition chimique issue de fusion partielle explique la richesse en silice des basaltes et gabbros, ainsi que leur rôle dans la formation de la croûte océanique.

💡 À retenir

Les basaltes, formés par refroidissement rapide en surface, et les gabbros, issus d’un refroidissement lent en profondeur, résultent tous deux de la fusion partielle des péridotites du manteau, leur texture étant déterminée par la vitesse de cristallisation.

📖 6. Étude des sédiments

🔑 Notions clés & Définitions

• Forages dans les sédiments océaniques : Techniques consistant à percer le fond des océans pour extraire des couches sédimentaires, permettant de dater la formation des basaltes en utilisant leur âge relatif et leur composition.
• Relation entre distance à la dorsale et âge des basaltes : Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les basaltes sont anciens, ce qui indique une progression de la formation de la croûte océanique au fil du temps, selon la théorie de l’expansion océanique.
• Utilisation des sédiments pour comprendre l’histoire de la formation océanique : Analyse des couches sédimentaires accumulées sur les basaltes pour reconstituer l’évolution géologique, notamment la chronologie de la formation et de l’éloignement des fonds océaniques.

📝 Points essentiels

Les anomalies magnétiques découvertes autour des années 1950, alignées et symétriques par rapport à l’axe de la dorsale, ont été enregistrées dans les basaltes lors de leur refroidissement grâce aux cristaux ferromagnétiques. Ces roches volcaniques, formées au niveau des dorsales, contiennent des cristaux qui fixent le champ magnétique terrestre à leur refroidissement, permettant ainsi de dater leur âge et de comprendre l’expansion océanique.
Les forages dans les sédiments océaniques ont confirmé que plus on s’éloigne de la dorsale, plus les basaltes sont vieux, ce qui indique que la croûte océanique se forme au niveau des dorsales et s’éloigne avec le temps à une vitesse de quelques centimètres par an.
Cette méthode permet aussi d’évaluer la vitesse de formation de la croûte océanique et de reconstituer l’histoire de la formation océanique, en utilisant la datation des sédiments accumulés sur ces basaltes.
Les basaltes issus de la fusion partielle des péridotites en zone de dorsale ou de subduction donnent naissance à la croûte océanique, dont l’âge augmente avec la distance à la dorsale, témoignant de l’expansion océanique.

💡 À retenir

Les forages dans les sédiments océaniques permettent de dater la formation des basaltes et de confirmer que la croûte océanique se forme au niveau des dorsales, s’éloignant ensuite avec le temps, ce qui illustre le mécanisme de l’expansion océanique.

📖 7. Fusion péridotites

🔑 Notions clés & Définitions

• Fusion partielle des péridotites (50-100 km) : processus où une partie du manteau péridotitique fond entre 50 et 100 km de profondeur en raison de la décompression adiabatique, produisant du magma océanique. (source : doc 4)

• Décompression adiabatique : baisse de pression à température constante, entraînant la fusion partielle des péridotites, notamment lors de leur remontée dans le manteau supérieur. (source : doc 4)

• Influence de l'hydratation : l'eau réduit la température de fusion des péridotites, facilitant leur fusion à des conditions plus basses. Une péridotite hydratée fond plus facilement qu'une péridotite normale. (source : doc 9)

• Fusion des péridotites hydratées en zone de subduction : lors de la subduction, l'eau libérée par déshydratation de la croûte hydratée hydrate le manteau supérieur, permettant la fusion des péridotites hydratées et la génération de magma. (source : partie 11.1.2.a)

• Origine du magma océanique : magma issu de la fusion partielle des péridotites du manteau, formant la croûte océanique lors de l'accrétion océanique. (source : doc 4)

📝 Points essentiels

La fusion partielle des péridotites se produit principalement entre 50 et 100 km de profondeur, sous l'effet de la décompression adiabatique lors de leur remontée dans le manteau supérieur (voir doc 4). La baisse de pression sans variation de température entraîne une fusion partielle de 10 à 15 %, générant un magma qui donnera naissance à la croûte océanique, avec un refroidissement lent dans la cheminée (gabbro) et un refroidissement rapide en surface (basalte).

L'hydratation joue un rôle crucial : en modifiant la courbe de fusion, elle permet à des péridotites normalement non fusibles de fondre à des températures plus basses. Lors de la subduction, la croûte océanique hydratée se déshydrate, libérant de l'eau qui hydrate le manteau supérieur, facilitant ainsi la fusion des péridotites hydratées. Ce processus explique la formation du magma en zone de subduction, à environ 100 km de profondeur.

Ce mécanisme est à l'origine du magma océanique et de la fusion partielle des péridotites, qui contribue à la formation de la croûte océanique et à l'enrichissement en silice des roches issues de la subduction. La vitesse de cristallisation influence la texture et la composition minéralogique des roches, avec des cristallisations lentes produisant des roches grenues (gabbros, diorites) et rapides des roches microlithiques (andésite, rhyolite).

💡 À retenir

La fusion partielle des péridotites, facilitée par la décompression adiabatique et l'hydratation, est essentielle à la formation du magma océanique et à la dynamique de la croûte océanique, notamment en zone de subduction où l'eau libérée joue un rôle clé dans la génération du magma.

📖 8. Dynamique lithosphère

🔑 Notions clés & Définitions

• Découpage de la lithosphère en plaques lithosphériques : division de la lithosphère terrestre en segments rigides, mobiles, qui se déplacent à la surface de la Terre, séparés par des zones de fracture ou de déformation.
• Mouvements des plaques lithosphériques en zones de divergence et convergence : déplacements relatifs des plaques où elles s’éloignent (divergence) ou se rapprochent (convergence), entraînant respectivement la formation de croûte océanique ou la collision de continents.
• Vieillissement de la lithosphère océanique avec refroidissement et augmentation de densité : processus par lequel la croûte océanique, en s’éloignant de la dorsale, se refroidit, s’épaissit, et voit sa densité augmenter, jusqu’à son plongement en subduction.
• Subduction comme plongement de la croûte océanique plus dense dans l'asthénosphère : phénomène où une plaque océanique dense s’enfonce sous une autre plaque, entraînant métamorphisme, volcanisme explosif et formation de faciès métamorphiques spécifiques (schistes verts, bleus, éclogites).

📝 Points essentiels

• La découverte d'anomalies magnétiques alignées et symétriques au-dessus des dorsales, enregistrées par des cristaux ferromagnétiques dans les basaltes lors de leur refroidissement, a permis de comprendre le mécanisme de l’expansion océanique (doc 2, AUTEUR (date)).
• Les basaltes formés au niveau des dorsales s’éloignent progressivement, témoignant d’une expansion océanique à une vitesse de quelques cm/an (TP18).
• La fusion partielle des péridotites entre 50 et 100 km de profondeur, due à la décompression adiabatique lors de la remontée du manteau, génère le magma qui forme la croûte océanique, refroidie lentement en cheminée (gabbro) puis rapidement en surface (basalte) (doc 1, AUTEUR (date)).
• La lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit en s’éloignant de la dorsale, augmentant sa densité jusqu’à devenir plus lourde que l’asthénosphère, ce qui provoque sa plongée en subduction (TP21).
• La subduction entraîne la formation de reliefs, volcans, séismes, et faciès métamorphiques spécifiques, témoignant de la plongée de la croûte océanique dans l’asthénosphère (TP22, AUTEUR (date)).
• La vitesse de cristallisation influence la texture et la composition minéralogique des roches magmatiques, avec une cristallisation lente produisant des roches grenues riches en silice, et une cristallisation rapide donnant des roches microlithiques (TP24).

💡 À retenir

La dynamique de la lithosphère, à travers la divergence, la convergence et la subduction, explique la formation, le vieillissement et le recyclage de la croûte terrestre, en lien avec le mécanisme d’expansion océanique et de plongement en subduction.

📖 9. Zones de divergence

🔑 Notions clés & Définitions

• Zones de divergence : régions où deux plaques lithosphériques s’éloignent l’une de l’autre, généralement au niveau des dorsales océaniques, entraînant la formation de nouvelle croûte océanique par accrétion (voir aussi formation de la croûte océanique par accrétion).
• Dorsale océanique : chaîne de montagnes sous-marine formée par l’accrétion de la croûte océanique lors de la divergence des plaques, caractérisée par une dorsale centrale où se produit la formation de la nouvelle croûte.
• Paléomagnétisme : étude des inversions du champ magnétique terrestre enregistrées dans les basaltes, permettant de comprendre la symétrie des anomalies magnétiques au-dessus des dorsales (voir aussi paléomagnétisme).
• Inversions du champ magnétique terrestre : changements soudains de la polarité du champ magnétique, enregistrés dans les roches volcaniques, témoignant de l’histoire géologique du champ (voir aussi paléomagnétisme).
• Formation de la croûte océanique par accrétion : processus où le magma provenant de la fusion partielle des péridotites du manteau, décompressé lors de la divergence, cristallise pour former la nouvelle croûte océanique au niveau des dorsales.

📝 Points essentiels

• La découverte des anomalies magnétiques dans les années 1950 a révélé une symétrie par rapport à l’axe des dorsales, confirmant l’expansion océanique. Ces anomalies sont alignées et symétriques, enregistrant les inversions du champ magnétique terrestre dans les basaltes (doc 2).
• La formation de la croûte océanique commence au niveau des dorsales par fusion partielle des péridotites, favorisée par la décompression adiabatique lors de l’éloignement des plaques (doc 1, 3, 4). La fusion donne naissance à un magma qui cristallise lentement dans la cheminée en gabbros (structure grenue) puis rapidement en basalte (structure microlitique) à la surface.
• La dorsale est un lieu de remontée de chaleur et de magma, où la fusion partielle des péridotites à 50-100 km de profondeur est facilitée par la présence d’eau, notamment issue de l’hydratation de la croûte océanique lors du métamorphisme hydrothermal (docs 6, 9, 10).
• La vitesse de formation de la croûte océanique est de quelques cm/an, et en s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, s’épaissit, et sa densité augmente, ce qui conduit à sa plongée dans la subduction lorsque sa densité devient supérieure à celle de l’asthénosphère (TP21).
• La formation de la croûte océanique par accrétion est un processus continu, témoignant de l’expansion océanique, qui explique la jeunesse relative des fonds océaniques (moins de 200 Ma).

💡 À retenir

Les zones de divergence, caractérisées par les dorsales océaniques, sont le lieu de formation continue de la croûte océanique, enregistrée par les anomalies magnétiques inversées, témoignant de l’expansion des océans et de la dynamique de la lithosphère.

📖 10. Zones de convergence

🔑 Notions clés & Définitions

Zones de subduction : régions où une plaque lithosphérique océanique plonge sous une autre plaque, entraînant un plongement de la lithosphère océanique dans l'asthénosphère, marqué par des reliefs spécifiques, un volcanisme explosif et des séismes le long du plan de subduction (TP21).
Collision : rencontre de deux plaques continentales, provoquant un raccourcissement et un épaississement de la croûte, souvent associé à la formation de chaînes de montagnes et à des failles inverses (section 11.3).
Mesure des déplacements par GPS : technique permettant de suivre en temps réel et avec précision le mouvement des plaques lithosphériques, notamment dans les zones de divergence et convergence (TP22).
Structures géologiques associées à la convergence : formations résultant de la collision ou de la subduction, comprenant des chaînes de montagnes (ex : Cordillère des Andes), des alignements volcaniques (ex : îles Mariannes), et des séismes le long du plan de subduction (TP21, TP22).
Alignement volcanique : disposition linéaire de volcans, souvent liée à une zone de subduction ou à un point chaud, témoignant de la dynamique tectonique en surface (TP21).
Séismes : tremblements de terre provoqués par le mouvement de la lithosphère le long de failles ou de plans de subduction, indicateurs de l’activité tectonique dans les zones de convergence (TP21).

📝 Points essentiels

• La subduction est caractérisée par le plongement de la lithosphère océanique sous une autre plaque, avec des marqueurs géologiques tels que des reliefs de fosse de subduction, un volcanisme explosif riche en silice, et des séismes le long du plan de subduction (TP21).
• La collision de deux plaques continentales entraîne un raccourcissement de la croûte, la formation de chaînes de montagnes (ex : Alpes), et la présence de failles inverses et de plis (section 11.3).
• La mesure précise des déplacements des plaques via GPS permet d’observer en direct la convergence ou divergence, facilitant la compréhension des processus géodynamiques en cours (TP22).
• Les roches métamorphiques issues de la subduction, telles que les schistes verts, bleus et éclogites, témoignent des conditions de pression et de température extrêmes lors du plongement de la lithosphère océanique (TP21).
• La formation de la croûte continentale dans ces zones résulte de la fusion partielle des péridotites hydratées, favorisée par la présence d’eau libérée lors de la déshydratation de la croûte subduite (section 11.2.4).

💡 À retenir

Les zones de convergence, par la subduction ou la collision, façonnent la surface de la Terre en créant des reliefs spécifiques, en générant des séismes et en modifiant la croûte, tout en étant précisément surveillées par la technique GPS.

📖 11. Subduction

🔑 Notions clés & Définitions

• Subduction : plongement de la lithosphère océanique sous une autre plaque, généralement continentale ou océanique, lors d’une convergence de plaques. Elle se caractérise par la descente de la lithosphère dans l’asthénosphère, entraînant des processus géologiques spécifiques.

• Marqueurs géologiques de la subduction : éléments observables indiquant la présence d’une zone de subduction, tels que les reliefs (chaînes de montagnes comme la Cordillère des Andes), le volcanisme explosif (alignement de volcans), les séismes le long du plan de subduction, et les faciès métamorphiques spécifiques dans la croûte océanique subduite.

• Métamorphisme hydrothermal et métamorphisme HPBT : transformations minéralogiques dans la croûte océanique subduite dues à l’eau libérée lors de la déshydratation de la croûte, conduisant à la formation de faciès schistes verts, schistes bleus, et éclogites, correspondant à des conditions de haute pression (HP) et basse température (BT).

• Fusion partielle des péridotites hydratées : processus où l’eau libérée lors de la subduction hydrate les péridotites du manteau, abaissant leur température de fusion et induisant une fusion partielle (10-15%), générant ainsi du magma spécifique à la zone de subduction.

• Magmatisme explosif en zone de subduction : volcanisme caractérisé par des éruptions violentes, dû à la richesse en silice des laves, qui ont une viscosité élevée. Ce magmatisme est associé à la formation de dômes, nuées ardentes, et à un volcanisme très explosif, comme celui du Vésuve ou de Mont St Helens.

📝 Points essentiels

La subduction est un processus clé de la dynamique de la lithosphère, où la lithosphère océanique dense plonge sous une autre plaque, entraînant une série de marqueurs géologiques visibles : reliefs de fosses de subduction, chaînes de montagnes, alignements volcaniques, et séismes le long du plan de plongement. La croûte océanique subduite subit un métamorphisme hydrothermal, passant par différents faciès (schistes verts, bleus, éclogites) en fonction des conditions de pression et température. La déshydratation de la croûte lors de la subduction libère de l’eau, qui hydrate le manteau supérieur, abaissant la température de fusion des péridotites et provoquant une fusion partielle. Ce magma, riche en silice, donne lieu à un magmatisme explosif, responsable de volcans violents et de formations de roches riches en silice. La formation de ces faciès métamorphiques et la production magmatique expliquent la genèse de matériaux continentaux, notamment dans des zones comme la Cordillère des Andes ou la Sierra Nevada. La compréhension de ces processus est essentielle pour saisir la dynamique des zones de convergence et la formation des reliefs associés.

💡 À retenir

La subduction entraîne une série de processus géologiques complexes, incluant métamorphisme, fusion partielle, et magmatisme explosif, qui façonnent la croûte terrestre et contribuent à la formation des reliefs et des matériaux continentaux.

📖 12. Faciès métamorphiques

🔑 Notions clés & Définitions

• Faciès schistes verts : faciès métamorphique caractérisé par la présence de minéraux comme la chlorite, résultant du métamorphisme hydrothermal de roches basaltiques ou gabbros en conditions P/T faibles. (TP17, TP22)
• Faciès schistes bleus : faciès métamorphique associé à la formation de minéraux tels que la glaucophane, témoignant de conditions de haute pression et basse température (HPBT), typique des zones de subduction. (TP22, TP23)
• Faciès éclogites : faciès métamorphique à haute pression et basse température, caractérisé par la présence de grenat et jadéite, résultant de la transformation de métagabbros lors de la subduction. (TP22, TP23)
• Transformation minérale : processus par lequel les minéraux initiaux (plagioclase, pyroxène) présents dans la roche initiale (gabbros, basalte) se transforment en minéraux caractéristiques du faciès (chlorite, glaucophane, grenat) sous conditions P/T spécifiques. (TP22, TP23)
• Lien avec zones de subduction : ces faciès métamorphiques se forment dans des conditions de haute pression et basse température typiques des zones de subduction, illustrant la progression du métamorphisme lors du plongement de la lithosphère océanique. (TP22, TP23)

📝 Points essentiels

• Les roches initiales de la croûte océanique, comme basaltes et gabbros, subissent un métamorphisme hydrothermal en faciès schistes verts lors de leur formation au niveau des dorsales. Ce métamorphisme implique la transformation de minéraux tels que la plagioclase et le pyroxène en chlorite, sous conditions de faible P/T.
• Lors du processus de subduction, ces roches sont soumises à des conditions de haute pression et basse température (HPBT), entraînant la formation de faciès schistes bleus, où apparaissent des minéraux comme la glaucophane.
• En profondeur, à environ 100 km, la pression augmente encore, et la transformation conduit à la formation d’éclogites, riches en grenat et jadéite. Ces faciès témoignent de conditions extrêmes de métamorphisme.
• La progression des faciès (schistes verts → schistes bleus → éclogites) reflète la progression du métamorphisme lors de la subduction, illustrant la relation entre conditions P/T et transformation minérale.
• Exemples géologiques : Alpes (région du Queyras faciès schistes bleus, Mont Viso faciès éclogite), ophiolites du Chenaillet, témoins de la lithosphère océanique subduite.

💡 À retenir

Les faciès métamorphiques schistes verts, bleus et éclogites illustrent la progression du métamorphisme en zone de subduction, reflétant des conditions P/T spécifiques et la transformation des minéraux initiaux en minéraux caractéristiques, témoins des processus géologiques profonds.

📊 Tableaux de Synthèse

Thème	Notions clés	Détails	Auteur / Référence
Anomalies magnétiques	Anomalies magnétiques, inversion du champ	Bandes symétriques, enregistrement dans cristaux ferromagnétiques	Découverte vers 1950
Cristaux ferromagnétiques	Cristaux, magnétite, texture, vitesse de cristallisation	Texture grenue (lente), microlithique (rapide), fixation du champ	Doc 2, page 10
Expansion océanique	Fusion partielle, dorsales rapides/lentes, formation basaltes	Remontée du manteau, refroidissement, éloignement des basaltes	Pages 2-3, 7
Point chaud	Remontée fixe, déplacement de la plaque, formation volcans	Chaîne d'édifices volcaniques, âge croissant avec distance	TP17, Livre p.176-177

⚠️ Pièges & Confusions Fréquentes

1. Confondre anomalies magnétiques normales et inversées, en oubliant leur symétrie par rapport à la dorsale.
2. Confondre texture grenue et microlithique, en associant à tort la vitesse de refroidissement.
3. Croire que la fusion du manteau se produit uniquement en profondeur, alors qu’elle résulte aussi de la décompression.
4. Confondre dorsale rapide et dorsale lente, notamment en termes de relief et de production magmatique.
5. Omettre que la cristallisation lente favorise la formation de cristaux gros, et la rapide, de cristaux fins.
6. Confondre la formation de basaltes avec celle des gabbros, en ne distinguant pas leur contexte de refroidissement.
7. Confondre la remontée du magma dans le point chaud avec la tectonique de plaques, en oubliant leur fixation relative.
8. Négliger la symétrie des anomalies magnétiques par rapport à la dorsale dans l’expansion océanique.

✅ Checklist Examen

• Connaître la définition des anomalies magnétiques océaniques et leur symétrie par rapport à la dorsale.
• Maîtriser le processus d’enregistrement du champ magnétique dans les cristaux ferromagnétiques, notamment la magnétite.
• Savoir distinguer texture grenue et microlithique, et leur lien avec la vitesse de cristallisation.
• Expliquer la formation des basaltes au niveau des dorsales par fusion partielle des péridotites.
• Connaître la différence entre dorsales rapides et lentes, en termes de production magmatique et relief.
• Comprendre le processus d’expansion océanique, de la formation à l’éloignement de la dorsale.
• Identifier le concept de point chaud, son origine mantellique, et la formation de chaînes volcaniques.
• Connaître la décompression adiabatique comme mécanisme de fusion partielle dans le manteau.
• Savoir que la densité de la lithosphère augmente avec l’âge, menant à la subduction.
• Maîtriser la notion de fusion péridotites et son rôle dans la formation de basaltes.
• Connaître les principaux auteurs et références : Découverte anomalies magnétiques (1950), TP17, Livre p.176-177.
• Connaître la chronologie des événements liés à l’expansion océanique et aux anomalies magnétiques.