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I/ STRUCTURE DU GLOBE
A la surface de la Terre, on peut trouver :
- sur les continents : des roches magmatiques (volcaniques et plutoniques), des roches sédimentaires, des roches métamorphiques. Les granites sont les roches les plus représentatives de la croûte continentale.
- sur le fond des océans : des roches magmatiques recouvertes par des sédiments. Les basaltes et les gabbros sont les roches les plus représentatives de la croûte océanique.
Un site pour travailler sur la pétrographie et reconnaître les minéraux des roches
Les enveloppes internes ne sont pas accessibles directement, on utilise les données sismiques (trajet et vitesse des ondes) :
On distingue ainsi (voir schéma) :
croûte, manteau, noyau externe liquide, noyau interne solide grâce aux trajets des ondes (modèle sismique PREM) ;
lithosphère (rigide) et asthénosphère (ductile) grâce aux variations de vitesse des ondes
II/ DYNAMIQUE DE LA LITHOSPHERE
La lithosphère terrestre est découpée en plaques animées de mouvements. Le mouvement des plaques, dans le passé et actuellement, peut être quantifié par différentes méthodes géologiques : études des anomalies magnétiques, mesures géodésiques, détermination de l’âge des roches par rapport à la dorsale, alignements volcaniques liés aux points chauds.
La distinction de l’ensemble des indices géologiques et les mesures actuelles permettent d’identifier des zones de divergence et des zones de convergence aux caractéristiques géologiques différentes (marqueurs sismologiques, thermiques, pétrologique).
1/ Divergence
La divergence des plaques de part et d’autre des dorsales permet la mise en place d’une nouvelle lithosphère.
Celle-ci se met en place par apport de magmas mantelliques à l’origine d’une nouvelle croûte océanique. Ce magmatisme à l’aplomb des dorsales s’explique par la décompression du manteau.
Dans certaines dorsales (dorsales lentes) l’activité magmatique est plus réduite et la divergence met directement à l’affleurement des zones du manteau.
La nouvelle lithosphère formée se refroidit en s’éloignant de l’axe et s’épaissit. Cet épaississement induit une augmentation progressive de la densité de la lithosphère.
La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau sont le siège d’une circulation d’eau qui modifie les minéraux.
2/ Convergence
A-Subduction
La lithosphère océanique plonge en profondeur au niveau d’une zone de subduction.
Les zones de subduction sont le siège d’un magmatisme sur la plaque chevauchante.
Le volcanisme est de type explosif : les roches mises en place montrent une diversité pétrologique mais leur minéralogie atteste toujours de magmas riches en eau.
Ces magmas sont issus de la fusion partielle du coin de manteau situé sous la plaque chevauchante ; ils peuvent s'exprimer en surface ou peuvent cristalliser en profondeur, sous forme de massifs plutoniques. Ils peuvent subir des modifications lors de leur ascension, ce qui explique la diversité des roches.
La fusion partielle des péridotites est favorisée par l’hydratation du coin de manteau.
Les fluides hydratant le coin de manteau sont apportés par des transformations minéralogiques affectant le panneau en subduction, dont une partie a été hydratée au niveau des zones de dorsales.
La mobilité des plaques lithosphériques résulte de phénomènes de convection impliquant les plaques elles-mêmes et l’ensemble du manteau.
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.
B- Collision
L’affrontement de lithosphère de même densité conduit à un épaississement crustal.
L’épaisseur de la croûte résulte d’un raccourcissement et d’un empilement des matériaux lithosphériques.
Raccourcissement et empilement sont attestés par un ensemble de structures tectoniques déformant les roches (plis, failles, chevauchements, nappes de charriage).
Schéma simplifié d'une zone de subduction
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