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Chapitre 8 : La dynamique de la lithosphère
![Ice Age: Continental Drift [Drive-In Movies] | THE STUDIOSCOOP](https://24.media.tumblr.com/tumblr_m5a195jubT1r5hnvto1_400.gif)
Quelles sont les caractéristiques des frontières de plaque ?
I- La mobilité horizontale de la lithosphère.
https://www.pedagogie.ac-nice.fr/svt/productions/tectoglob3d/
Annexe 1 frontières de plaques
Bilan 1: La lithosphère terrestre est découpée en plaques lithosphériques.
Les frontières de plaques sont des zones géologiquement très actives (séismes et volcanisme), marquées par un relief accidenté (dorsales océaniques, fosses océaniques et chaînes de montagnes) et des anomalies du flux géothermique.
Cette activité géologique s’explique par le mouvement de plaques rigides, produisant des déformations aux frontières entre les plaques. Les mouvements peuvent être quantifiés grâce à la géodésie spatiale, ils sont de 2 types :
– mouvements de convergence au niveau des fosses océaniques et des chaînes de montagnes,
– mouvements de divergence au niveau des dorsales océaniques.
Comment peut-on déterminer qu’une plaque s’est déplacée dans le passé?
II- Quantifier le déplacement passé des plaques.
Correction – avec magnétomètre
Bilan 2: Les mouvements relatifs des plaques dans le passé peuvent être quantifiés à partir d’indices géologiques grâce :
– à la datation des anomalies magnétiques, fossilisés dans les basaltes répartis de part et d’autre des dorsales océaniques.
– Aux alignements volcaniques intraplaques qui permettent de caractériser le mouvement de la plaque par rapport à la position d’un point chaud supposé fixe.
Les mouvements et les vitesses déterminés à l’aide de ces techniques sont conformes à ceux mesurés grâce aux données géodésiques.
résumé en vidéo!
Quel est le comportement des plaques au niveau des dorsales ?
III- Dynamique des zones de divergence : les dorsales océaniques
1°/ Magmatisme au niveau des zones de divergence.
Eruption volcanique au niveau d’une dorsale rapide:
Bilan 3: Sous l’effet des forces de divergence, en lien avec les cellules de convection du manteau, la pression diminue sous l’axe de la dorsale faisant remonter la péridotite du manteau asthénosphérique, sans perte de chaleur, cela se matérialise par la remontée de l’isotherme 1300°C.
Dans ces conditions le géotherme de la dorsale recoupe le solidus de la péridotite et elle fond partiellement (=fusion partielle) et donne du magma qui remonte.
Le magma peut remonter jusqu’à la surface et former une roche volcanique à texture microlitique : le basalte (pillow lava) ou refroidit plus en profondeur et forme une roche à texture grenue : le gabbro. Tout ceci permet la mise en place d’une nouvelle croûte océanique ; c’est l’accrétion océanique.
résumé en vidéo !!!
2°/ Evolution de la lithosphère océanique.
Bilan 4 : Dès lors qu’elles se sont formées à l’axe de la dorsale, de l’eau de mer circule dans les roches de la croûte océanique jusqu’à la partie supérieure du manteau. Les eaux froides se réchauffent au contact des roches avant d’être expulsées au niveau des sources hydrothermales.
A cause de l’hydrothermalisme et de leur refroidissement progressif, les roches de la croûte océanique et du manteau lithosphérique supérieur se transforment (s’hydratent) progressivement (en effet les associations minéralogiques ne sont stables que dans des conditions physico-chimiques données).
De plus le refroidissement de la LO, entraine l’enfoncement de l’isotherme 1300°C, de sorte que le manteau lithosphérique s’épaissit (la lithosphère océanique s’épaissit donc également). Ces phénomènes entrainent une augmentation progressive de la densité de la LO jusqu’à dépasser celle de l’asthénosphère, cela cause son enfoncement.
Des QCM pour réviser:
https://www.qcm-svt.fr/QCM/public-affichage.php?niveau=1ere-Spe-SVT&id=307
https://www.qcm-svt.fr/QCM/public-affichage.php?niveau=1ere-Spe-SVT&id=136
https://www.qcm-svt.fr/QCM/public-affichage.php?niveau=1ere-Spe-SVT&id=330
Quel est le comportement des plaques au niveau des fosses océanique et des chaines de montagne ?
IV- Dynamique des zones de CONVERGENCE :
1°/ Les zones de subduction
a) Marqueurs géologiques des zones de subduction.
Bilan 5: Au niveau des zones de subduction, la lithosphère océanique plonge en profondeur (dans l’asthénosphère), sous une LC ou une autre LO moins dense. Ces zones sont caractérisées par :
– une forte activité sismique superficielle et profonde. Les séismes sont disposés sur un plan incliné (plan de Wadati Benioff).
– une forte activité volcanique (volcans explosifs) sur la plaque chevauchante
– un relief négatif : fosse océanique, qui correspond à la frontière entre les 2 plaques convergentes.
b) Magmatisme des zones de subduction.
Bilan 6 : Les zones de subduction sont marquées par une forte activité volcanique, il y a donc production d’une quantité importante de magma. Ces magmas sont issus de la fusion partielle de la péridotite du manteau de la plaque chevauchante, la fusion partielle est permise grâce à l’abaissement du solidus de la péridotite par son hydratation. L’eau hydratant la péridotite provient de la déshydratation des roches de la CO subduite, dont une partie a été hydratée précédemment dans l’océan lors de son refroidissement et par hydrothermalisme (métamorphisme de basse pression et basse température).
Lors de la subduction, les roches de la LO sont soumises à une forte augmentation de la pression et dans une moindre mesure de la température, les minéraux ne sont alors plus stables, ils se transforment au cours de réactions chimiques qui libèrent de l’eau (par métamorphisme de haute pression et basse température).
Le magma produit, peut soit remonter jusqu’à la surface et refroidir rapidement pour donner une roche volcanique : l’andésite, ou refroidir plus lentement en profondeur et former des roches plutoniques comme les granodiorites.
Le magmatisme des zones de subduction produit des roches différentes, mais leur minéralogie atteste toujours d’un magma riche en eau (minéraux hydroxylés= comportant un ou plusieurs groupements OH).
c) Subduction et tectonique des plaques.
Bilan 7 : Nous avons déjà vu que la densité de la LO augmente au cours de son vieillissement (lié à son épaississement), ce qui entraine un déséquilibre gravitaire, causant son enfoncement dans l’asthénosphère.
De plus, les transformations minéralogiques liées à la subduction, causent une augmentation de la densité des roches de la CO, ce qui entretient la dynamique de la subduction en exerçant une traction gravitaire de la plaque plongeante.
Le plongement de la LO par subduction, entretient donc le mouvement de divergence au niveau des dorsales océaniques.
L’augmentation de la densité de la lithosphère constitue un facteur important contrôlant la subduction et, par suite, les mouvements descendants de la convection. Ceux-ci participent à leur tour à la mise en place des mouvements ascendants.
2°/ Les zones de collision.
Bilan 8: L’affrontement de lithosphères continentales, de même densité, lors de la collision, conduit à un épaississement crustal (le Moho peut atteindre 70km de profondeur au lieu de 30 = racine crustale).
L’épaisseur de la croûte résulte d’un raccourcissement horizontal et d’un empilement des matériaux lithosphériques.
Raccourcissement et empilement sont attestés par un ensemble de structures tectoniques déformant les roches en surface (plis, failles, chevauchements, nappes de charriage) et en profondeur avec un empilement d’écailles crustales.
