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4.5 : Limites de plaques convergentes - Géosciences

4.5 : Limites de plaques convergentes - Géosciences


Limites de plaques convergentes

Plaques convergentes bougez ensemble et entrez en collision afin que vous ayez compression les forces. Ils sont associés à marges actives—lieux où la construction de montagnes se produit, entraînant de nombreux tremblements de terre et des volcans andésites (explosifs).

UNE zone de subduction est une limite de plaque le long de laquelle une plaque de la coquille externe de la Terre descend (sous-conduit) sous un angle sous une autre (figure 4.14). Une zone de subduction est généralement marquée par une profonde tranchée au fond de la mer. Un exemple est la zone de subduction de Cascadia au large de Washington, de l'Oregon et du nord de la Californie (voir la figure 4.19 ci-dessous). Plus tsunamis sont générés par des séismes liés à la zone de subduction.

La figure 4.14 illustre comment les données sismiques révèlent la géométrie d'un zone de subduction. Ce diagramme montre l'emplacement et l'intensité des tremblements de terre sur une période de temps à proximité des îles Tonga dans l'océan Pacifique Sud. Un océan profond tranchée longe le côté sud-est de la chaîne d'îles. Les données sur les tremblements de terre montrent qu'un système de failles majeures descend à un angle, s'étendant vers l'est sous l'île de Tonga et s'étend sur des centaines de kilomètres à un angle raide profondément dans le manteau supérieur (asthénosphère) où il est présumé que les tremblements de terre cessent parce que les roches sont trop sous une pression intense qu'il leur est plus facile de se plier et de s'écouler plastiquement que de se fracturer en roche fragile. Les données sismiques suggèrent que le bord oriental de la plaque australienne est dépassé par le bord ouest de la plaque pacifique et que les roches de la plaque australienne descendent dans le manteau supérieur.


Graphique 4.14. Les données sismiques révèlent la géométrie d'une zone de subduction dans la région des Tonga.

Trois types de limites de plaques convergentes : OC/CC, OC/OC et CC/CC

Trois types de frontières de plaques convergentes sont reconnus : .
a) Subduction de la croûte océanique (OC) sous la croûte continentale (CC)
b) Subduction de la croûte océanique (OC) sous la croûte océanique (OC)
c) Collisions continentales : croûte continentale (CC) entrant en collision avec la croûte continentale (CC).

A) Subduction de la croûte océanique (OC) sous la croûte continentale (CC).

• Un CO plus dense et plus mince est poussé ou subduit sous un CC moins dense et plus flottant.
• Une chaîne de volcans s'est formée, appelée arc volcanique continental.
• La subduction produit à la fois des séismes de foyer profonds et peu profonds (avec un potentiel de tsunami) ; la plus grande jamais - magnitude 9,5 dans la tranchée Pérou/Chili en 1960.
• Volcans du andésite type (explosif). Les exemples incluent les Andes et la chaîne des Cascades, etc.
• Profond tranchées se forment autour des marges des continents. Les tranchées sont particulièrement bien développées dans les régions éloignées des centres d'épandage (où la croûte océanique est ancienne, froide et plus dense, et s'enfonce donc plus rapidement).
• La subduction réduit la quantité de (et détruit) l'OC.
• Les taux de subduction peuvent atteindre 15 cm/an dans les marges actives du bassin du Pacifique.

Exemples:
• Les Andes en Amérique du Sud (Figure 4-15)
• Cascades aux États-Unis (y compris des volcans tels que le mont St. Helens, le mont Rainier, le mont Shasta, le lac Crater et bien d'autres) ; ,

B) Subduction de la croûte océanique (OC) sous la croûte océanique (OC).

• De nombreuses fonctionnalités similaires à celles ci-dessus [OC/CC].
• Le CO plus dense, plus vieux et plus froid est poussé ou subduit sous un CO moins dense, plus chaud et plus jeune.
• Forme des arcs volcaniques insulaires.
• Séismes de foyer profonds et peu profonds (potentiel tsunami)
• Volcans pas aussi explosifs que ci-dessus avec OC/CC, car il n'y a pas de mélange de roches CC (appelées granites). Les roches volcaniques sont principalement de composition basaltique.
• La subduction réduit la quantité de (détruit) OC.

Exemples:
Japon, Îles Tonga, et Îles Aléoutiennes (Alaska) (Figures 4-16 et 4-17)

C) Collisions continentales : croûte continentale (CC) entrant en collision avec la croûte continentale (CC)

Lorsque les continents entrent en collision avec d'autres masses continentales :
• Aucun des CC n'est subduit,
• Les deux sont très flottants et veulent « flotter » ou monter haut.
• C'est là que se forment les très grandes chaînes de montagnes.
• La construction de montagnes se produit avec beaucoup de tremblements de terre; une érosion massive se produit également.

Exemples
Himalaya (Inde) commençant il y a 45 millions d'années) (Figure 4.18)
Montagnes des Alpes sont poussés par les collisions entre l'Afrique (et la péninsule italienne) avec l'Europe.
Montagnes des Appalaches dans l'est des États-Unis (formé lorsque l'Amérique du Nord est entrée en collision avec l'Afrique il y a environ 350 à 400 millions d'années (avant que l'océan Atlantique ne s'ouvre plus tard).


Graphique 4.18. La migration de « l'Inde » loin de l'ancienne Pangée a conduit à la collision de masses continentales, entraînant la montée des montagnes de l'Himalaya. Dans cette région, la croûte continentale des deux côtés de la limite de la plaque est trop légère pour s'enfoncer dans le manteau.


4.6 Limites de plaques convergentes

Les frontières convergentes, où deux plaques se déplacent l'une vers l'autre, sont de trois types, selon le type de croûte présente de chaque côté de la frontière - océanique ou continentale. Les types sont océan-océan, océan-continent et continent-continent.

À une frontière convergente océan-océan, l'une des plaques (croûte océanique et manteau lithosphérique) est poussée ou subductée , sous l'autre (figure 4.6.1). C'est souvent la plaque la plus ancienne et la plus froide qui est la plus dense et qui s'enfonce sous la plaque la plus jeune et la plus chaude. Il y a généralement une tranchée océanique le long de la frontière lorsque la croûte se penche vers le bas. La lithosphère subductée descend dans le manteau chaud à un angle relativement faible près de la zone de subduction, mais à des angles plus raides plus bas (jusqu'à environ 45°). Le volume important d'eau dans le matériau de subduction est libéré lorsque la croûte de subduction est chauffée. Il se mélange au manteau sus-jacent et l'ajout d'eau au manteau chaud abaisse le point de fusion de la croûte et conduit à la formation de magma (fusion de flux). Le magma, qui est plus léger que le matériau du manteau environnant, s'élève à travers le manteau et la croûte océanique sus-jacente jusqu'au fond de l'océan où il crée une chaîne d'îles volcaniques connue sous le nom de arc insulaire . Un arc insulaire mature se développe en une chaîne d'îles relativement grandes (comme le Japon ou l'Indonésie) à mesure que de plus en plus de matériaux volcaniques sont extrudés et que des roches sédimentaires s'accumulent autour des îles. Les tremblements de terre se produisent relativement profondément sous le fond marin, où la croûte subductrice se déplace contre la croûte dominante.

Graphique 4.6.1 Une tranchée et une île volcanique formées à partir d'une zone de convergence océan-océan (Steven Earle, “Physical Geology”).

Des exemples de zones de convergence océan-océan sont la subduction de la plaque Pacifique au sud de l'Alaska (créant les îles Aléoutiennes) et sous la plaque philippine, où elle crée la fosse des Mariannes, la partie la plus profonde de l'océan.

À une frontière convergente océan-continent, la plaque océanique plus dense est poussée sous la plaque continentale moins dense de la même manière qu'à une frontière océan-océan. Les sédiments qui se sont accumulés sur le fond marin sont poussés dans un coin d'accrétion et la compression entraîne un chevauchement à l'intérieur de la plaque continentale (figure 4.6.2). Le magma produit à côté de la zone de subduction monte jusqu'à la base de la croûte continentale et conduit à la fonte partielle de la roche crustale. Le magma résultant monte à travers la croûte, produisant une chaîne de montagnes avec de nombreux volcans. Comme pour une frontière océan-océan, la croûte subductrice peut produire une tranchée profonde parallèle au littoral.

Graphique 4.6.2 Une tranchée et des montagnes volcaniques formées à partir d'une zone de convergence océan-continent (Steven Earle, « Physical Geology »).

Des exemples de frontières convergentes océan-continent sont la subduction de la plaque de Nazca sous l'Amérique du Sud (qui a créé les montagnes des Andes et la tranchée du Pérou) et la subduction de la plaque Juan de Fuca sous l'Amérique du Nord (créant la chaîne des Cascades).

Une collision continent-continent se produit lorsqu'un continent ou une grande île qui a été déplacé avec la croûte océanique subductrice entre en collision avec un autre continent (Figure 4.6.3). Le matériau continental en collision ne sera pas subduit parce qu'il est trop léger (c'est-à-dire parce qu'il est composé en grande partie de roches continentales légères), mais la racine de la plaque océanique finira par se rompre et s'enfoncer dans le manteau. Il y a une énorme déformation des roches continentales préexistantes, forçant le matériau vers le haut et créant des montagnes.

Graphique 4.6.3 Montagnes formées à partir d'une zone de convergence continent-continent (Steven Earle, “Physical Geology”).

Des exemples de frontières convergentes continent-continent sont la collision de la plaque indienne avec la plaque eurasienne, créant les montagnes de l'Himalaya, et la collision de la plaque africaine avec la plaque eurasienne, créant la série de chaînes allant des Alpes en Europe au Zagros Montagnes en Iran.

*”Physical Geology” par Steven Earle utilisé sous une licence internationale CC-BY 4.0. Téléchargez ce livre gratuitement à http://open.bccampus.ca

une limite de plaque au niveau de laquelle les deux plaques se rapprochent (4.6)

la croûte terrestre sous-jacente aux océans (par opposition à la croûte continentale) (3.2)

la croûte terrestre sous-jacente aux continents (par opposition à la croûte océanique) (3.2)

lorsqu'une partie d'une plaque est forcée sous une autre plaque le long d'une zone de subduction (4.3)

la partie externe rigide de la Terre, y compris la croûte et le manteau jusqu'à une profondeur d'environ 100 km (3.2)

longues chaînes d'îles volcaniques trouvées le long des limites convergentes des plaques tectoniques (4.6)


4.7 Transformer les limites des plaques

Des limites de transformation existent lorsqu'une plaque glisse devant une autre sans production ni destruction de matériau crustal. Comme expliqué dans la section 4.5, la plupart des failles transformantes relient des segments de dorsales médio-océaniques et sont donc des limites de plaques océan-océan. Certaines failles transformantes relient les parties continentales des plaques. Un exemple est la faille de San Andreas, qui relie l'extrémité sud de la dorsale Juan de Fuca à l'extrémité nord de la dorsale est du Pacifique (crête) dans le golfe de Californie (figure 4.7.1). La partie de la Californie à l'ouest de la faille de San Andreas et toute la Basse-Californie se trouvent sur la plaque du Pacifique. Les failles de transformation ne connectent pas seulement des frontières divergentes. Par exemple, la faille de la Reine-Charlotte relie l'extrémité nord de la crête Juan de Fuca, en commençant à l'extrémité nord de l'île de Vancouver, à la zone de subduction des Aléoutiennes .

Figure 4.7.1 Failles transformantes le long de la côte ouest des États-Unis (Steven Earle, “Physical Geology”).

Comme nous le verrons dans la section suivante, les séismes sont courants le long des failles transformantes, car les deux plaques glissent l'une sur l'autre.

*”Physical Geology” par Steven Earle utilisé sous une licence internationale CC-BY 4.0. Téléchargez ce livre gratuitement à http://open.bccampus.ca

un type de faille dans laquelle deux morceaux de croûte glissent l'un sur l'autre (4.5)

une limite de plaque à laquelle les deux plaques s'éloignent l'une de l'autre (4.5)

la région en pente le long de laquelle une plaque tectonique descend dans le manteau sous une autre plaque (4.6)


Quelles limites de plaques produisent des tremblements de terre ?

Cliquez pour voir la réponse complète. Justement, quelles limites de plaques provoquent des tremblements de terre ?

Mouvement dans des zones étroites le long les limites des plaques provoquent plus tremblements de terre. La plupart des activités sismiques se produisent à trois types de limites des plaques&mdashdivergent, convergent et transformé. Comme le assiettes se croisent, ils se font parfois prendre et la pression monte.

De même, comment des frontières divergentes créent-elles des tremblements de terre ? Tremblements de terre à divergent assiette limites se produire lorsque la nouvelle croûte est établi et l'autre croûte est écartée. Cela provoque la fissuration de la croûte et forme défauts où tremblements de terre se produire. Plus tremblements de terre à divergent assiette limites se produisent aux dorsales médio-océaniques où deux morceaux de croûte océanique s'éloignent l'un de l'autre.

En conséquence, les tremblements de terre se produisent-ils aux limites de plaques divergentes ?

Frontières divergentes sont ceux auxquels la croûte assiettes s'éloigner les uns des autres, comme au niveau des dorsales médio-océaniques. Divergent les failles et les vallées du rift au sein d'une masse continentale hébergent également des foyers peu profonds tremblements de terre. Mise au point peu profonde des tremblements de terre se produisent le long de la transformation limites où deux assiettes passer l'un devant l'autre.

Pourquoi les plaques convergentes provoquent-elles des tremblements de terre ?

Tremblements de terre à convergent les limites des plaques marquent les mouvements de subduction de la lithosphère lorsqu'elle plonge à travers le manteau (figure ci-dessous). Finalement, la plaque chauffe suffisamment se déforme plastiquement et tremblements de terre arrêter. Convergent limites des plaques produire des tremblements de terre tout autour du bassin de l'océan Pacifique.


4.8 Tremblements de terre et tectonique des plaques

Un tremblement de terre est la secousse causée par la rupture (rupture) et le déplacement ultérieur de roches (un corps de roche se déplaçant par rapport à un autre) sous la surface de la Terre.

Un corps de roche soumis à des contraintes se déforme. Lorsque la roche ne peut plus supporter la déformation, elle se brise et les deux côtés glissent l'un sur l'autre. Parce que la plupart des roches sont solides (contrairement au sable meuble, par exemple), elles peuvent résister à une déformation importante sans se briser. Mais chaque roche a une limite de déformation et se rompra (cassera) une fois cette limite atteinte. À ce stade, dans le cas des roches à l'intérieur de la croûte, la roche se brise et il y a un déplacement le long de la surface de rupture. La magnitude du séisme dépend de l'étendue de la zone qui se brise (la zone de la surface de rupture) et de la quantité moyenne de déplacement (glissement).

La plupart des tremblements de terre ont lieu près des limites des plaques, mais pas nécessairement juste sur une limite, et pas nécessairement même sur une faille préexistante. La répartition des tremblements de terre à travers le monde est illustrée à la figure 4.8.1. Il est relativement facile de voir les relations entre les séismes et les limites des plaques. Le long de frontières divergentes comme la dorsale médio-atlantique et la dorsale du Pacifique Est, les tremblements de terre sont courants, mais limités à une zone étroite proche de la dorsale, et systématiquement à moins de 30 km de profondeur. Les tremblements de terre peu profonds sont également fréquents le long des failles transformantes, telles que la faille de San Andreas. Le long des zones de subduction, les séismes sont très abondants et de plus en plus profonds du côté terrestre de la zone de subduction.

Graphique 4.8.1 Répartition mondiale des tremblements de terre. Les points rouges indiquent des tremblements de terre peu profonds (<33 km de profondeur), le vert et le bleu indiquent des tremblements de terre profonds (Steven Earle, “Physical Geology”).

Les tremblements de terre sont également relativement fréquents à quelques emplacements intraplaques. Certains sont liés à l'accumulation de stress due au rifting continental ou au transfert de stress d'autres régions, et certains ne sont pas bien compris. Des exemples de régions sismiques intraplaques comprennent la région de la vallée du Grand Rift en Afrique, la région du Tibet en Chine et la région du lac Baïkal en Russie.

Tremblements de terre aux frontières divergentes et transformées

La figure 4.8.2 montre de plus près les séismes de magnitude (M) 4 et plus dans une zone aux limites divergentes dans la région médio-atlantique près de l'équateur. Ici, comme nous l'avons vu dans la section 4.5, les segments de la dorsale médio-atlantique sont décalés par de longues failles transformantes . La plupart des tremblements de terre sont localisés le long des failles de transformation, plutôt que le long des segments d'étalement, bien qu'il y ait des grappes de tremblements de terre à certaines des limites de la transformation des crêtes. . Certains tremblements de terre se produisent sur les crêtes d'étalement, mais ils ont tendance à être petits et peu fréquents en raison des températures relativement élevées de la roche dans les zones où l'étalement a lieu. . Les tremblements de terre le long des frontières divergentes et transformées ont tendance à être peu profonds, car la croûte n'est pas très épaisse.

Graphique 4.8.2 Activité sismique le long de la dorsale médio-atlantique (Steven Earle, “Physical Geology”).

Tremblements de terre aux frontières convergentes

La distribution et la profondeur des séismes dans le Pacifique Nord sont illustrées à la figure 4.8.3. Dans cette région, la plaque Pacifique s'enfonce sous la plaque nord-américaine, créant la fosse des Aléoutiennes et les îles Aléoutiennes. Les tremblements de terre peu profonds sont courants le long de la tranchée, mais il existe également une activité sismique importante s'étendant sur plusieurs centaines de kilomètres, car la plaque sous-jacente continue d'interagir en profondeur avec la plaque supérieure. Les tremblements de terre deviennent plus profonds avec la distance à partir de la tranchée. Notez dans le panneau de gauche de la figure 4.8.3 qu'au fur et à mesure que vous vous déplacez le long du transect du point a au point b, il y a une tendance à l'augmentation de la profondeur du tremblement de terre. Cela révèle que c'est la plaque Pacifique qui se déplace vers le nord et est subduite.

Graphique 4.8.3 Activité sismique le long d'une frontière convergente aux îles Aléoutiennes. Les points rouges indiquent des tremblements de terre peu profonds, le vert et le bleu indiquent des tremblements de terre plus profonds (Steven Earle, “Physical Geology”).

La répartition des tremblements de terre dans la zone de la limite de plaque Inde-Eurasie est illustrée à la figure 4.8.4. Il s'agit d'une frontière convergente continent-continent, et il est généralement admis que, bien que la plaque indienne continue de se déplacer vers le nord en direction de la plaque asiatique, il n'y a pas de subduction réelle qui se produit. . . Il y a des failles transformantes de chaque côté de la plaque indienne dans cette zone.

Graphique 4.8.4 La distribution des tremblements de terre dans la zone de la limite de plaque Inde-Eurasie (Steven Earle, “Physical Geology”).

Toute la région de l'Inde du Nord et de l'Asie du Sud est très active sur le plan sismique. Les tremblements de terre sont courants dans le nord de l'Inde, au Népal, au Bhoutan, au Bangladesh et dans les régions voisines de la Chine, ainsi que dans tout le Pakistan et l'Afghanistan. De nombreux tremblements de terre sont liés aux failles transformantes de chaque côté de la plaque indienne, et la plupart des autres sont liés à la compression tectonique importante causée par la convergence continue des plaques Inde et Asie. Cette compression a poussé la plaque asiatique au-dessus de la plaque indienne, érigeant l'Himalaya et le plateau du Tibet à des hauteurs énormes.

*”Physical Geology” par Steven Earle utilisé sous une licence internationale CC-BY 4.0. Téléchargez ce livre gratuitement à http://open.bccampus.ca

la couche supérieure de la Terre, dont l'épaisseur varie d'environ 5 km (dans les océans) à plus de 50 km (sur les continents) (3.2)

une limite de plaque à laquelle les deux plaques s'éloignent l'une de l'autre (4.5)

un type de faille dans laquelle deux morceaux de croûte glissent l'un sur l'autre (4.5)

la région en pente le long de laquelle une plaque tectonique descend dans le manteau sous une autre plaque (4.6)


Contenu

Les zones de subduction sont des zones où une plaque lithosphérique glisse sous une autre à une limite convergente en raison des différences de densité lithosphérique. Ces plaques plongent en moyenne à 45° mais peuvent varier. Les zones de subduction sont souvent marquées par une abondance de séismes, résultat de la déformation interne de la plaque, de la convergence avec la plaque opposée et de la flexion au niveau de la fosse océanique. Des tremblements de terre ont été détectés à une profondeur de 670 km (416 mi). Les plaques de subduction relativement froides et denses sont tirées dans le manteau et aident à entraîner la convection du manteau. [6]

Lors des collisions entre deux plaques océaniques, la lithosphère océanique plus froide et plus dense s'enfonce sous la lithosphère océanique plus chaude et moins dense. À mesure que la dalle s'enfonce plus profondément dans le manteau, elle libère de l'eau provenant de la déshydratation des minéraux hydratés de la croûte océanique. Cette eau réduit la température de fusion des roches dans l'asthénosphère et provoque une fusion partielle. La fonte partielle remontera à travers l'asthénosphère, finira par atteindre la surface et formera des arcs insulaires volcaniques.

Lorsque la lithosphère océanique et la lithosphère continentale entrent en collision, la lithosphère océanique dense se subducte sous la lithosphère continentale moins dense. Un coin d'accrétion se forme sur la croûte continentale lorsque les sédiments d'eau profonde et la croûte océanique sont grattés de la plaque océanique. Des arcs volcaniques se forment sur la lithosphère continentale à la suite d'une fusion partielle due à la déshydratation des minéraux hydratés de la plaque de subduction.

Certaines plaques lithosphériques sont constituées à la fois de croûte continentale et océanique. La subduction commence lorsque la lithosphère océanique glisse sous la croûte continentale. Au fur et à mesure que la lithosphère océanique s'enfonce à de plus grandes profondeurs, la croûte continentale attachée est attirée plus près de la zone de subduction. Une fois que la lithosphère continentale atteint la zone de subduction, les processus de subduction sont altérés, car la lithosphère continentale est plus flottante et résiste à la subduction sous d'autres lithosphères continentales. Une petite partie de la croûte continentale peut être subductée jusqu'à ce que la plaque se brise, permettant à la lithosphère océanique de continuer à subduire, à l'asthénosphère chaude de s'élever et de remplir le vide, et à la lithosphère continentale de rebondir. [7] La ​​preuve de ce rebond continental comprend des roches métamorphiques à ultrahaute pression, qui se forment à des profondeurs de 90 à 125 km (56 à 78 mi), qui sont exposées à la surface. [8]

La croûte océanique contient des minéraux hydratés tels que les groupes amphibole et mica. Lors de la subduction, la lithosphère océanique s'échauffe et se métamorphose, provoquant la dégradation de ces minéraux hydratés, qui libèrent de l'eau dans l'asthénosphère. La libération d'eau dans l'asthénosphère entraîne une fusion partielle. La fonte partielle permet la montée de matériaux plus flottants et chauds et peut entraîner un volcanisme à la surface et la mise en place de plutons dans le sous-sol. [9] Ces processus qui génèrent du magma ne sont pas entièrement compris. [dix]

Là où ces magmas atteignent la surface, ils créent des arcs volcaniques. Les arcs volcaniques peuvent se former sous forme de chaînes d'arcs insulaires ou d'arcs sur la croûte continentale. Trois séries de magma de roches volcaniques se trouvent en association avec des arcs. La série de magma tholéiitique chimiquement réduite est la plus caractéristique des arcs volcaniques océaniques, bien que cela se retrouve également dans les arcs volcaniques continentaux au-dessus de la subduction rapide (>7 cm/an). Cette série est relativement pauvre en potassium. La série calco-alcaline la plus oxydée, modérément enrichie en potassium et en éléments incompatibles, est caractéristique des arcs volcaniques continentaux. La série magmatique alcaline (fortement enrichie en potassium) est parfois présente dans l'intérieur continental plus profond. La série des shoshonites, extrêmement riche en potassium, est rare mais se retrouve parfois dans les arcs volcaniques. [5] Le membre andésitique de chaque série est généralement le plus abondant, [11] et la transition du volcanisme basaltique du bassin Pacifique profond au volcanisme andésitique dans les arcs volcaniques environnants a été appelée la ligne andésitique. [12] [13]

Les bassins d'arrière-arc se forment derrière un arc volcanique et sont associés à une tectonique d'extension et à un flux de chaleur élevé, abritant souvent des centres d'étalement du fond marin. Ces centres d'étalement ressemblent à des dorsales médio-océaniques, bien que la composition du magma des bassins d'arrière-arc soit généralement plus variée et contienne une teneur en eau plus élevée que les magmas de la dorsale médio-océanique. [14] Les bassins d'arc arrière sont souvent caractérisés par une lithosphère mince et chaude. L'ouverture des bassins d'arc arrière peut résulter du mouvement de l'asthénosphère chaude dans la lithosphère, provoquant une extension. [15]

Les tranchées océaniques sont des dépressions topographiques étroites qui marquent des limites convergentes ou des zones de subduction. Les tranchées océaniques ont une largeur moyenne de 50 à 100 km (31 à 62 mi) et peuvent atteindre plusieurs milliers de kilomètres de long. Des tranchées océaniques se forment à la suite de la flexion de la dalle de subduction. La profondeur des tranchées océaniques semble être contrôlée par l'âge de la lithosphère océanique subductée. [5] Le remplissage de sédiments dans les tranchées océaniques varie et dépend généralement de l'abondance de l'apport de sédiments des zones environnantes. Une fosse océanique, la fosse des Mariannes, est le point le plus profond de l'océan à une profondeur d'environ 11 000 m (36 089 pi).

Les tremblements de terre sont fréquents le long des frontières convergentes. Une région de forte activité sismique, la zone Wadati-Benioff, plonge généralement de 45° et marque la plaque de subduction. Les tremblements de terre se produiront à une profondeur de 670 km (416 mi) le long de la marge Wadati-Benioff.

Les forces de compression et d'extension agissent le long des frontières convergentes. Sur les parois intérieures des tranchées, des failles de compression ou des failles inverses se produisent en raison du mouvement relatif des deux plaques. Les failles inversées raclent les sédiments océaniques et conduisent à la formation d'un coin d'accrétion. Les failles inversées peuvent conduire à des séismes de méga-poussée. Des failles de tension ou normales se produisent sur la paroi extérieure de la tranchée, probablement en raison de la flexion de la dalle descendante. [16]

Un tremblement de terre de méga-poussée peut produire un déplacement vertical soudain d'une grande partie du fond de l'océan. Cela génère à son tour un tsunami. [17]

Certaines des catastrophes naturelles les plus meurtrières se sont produites en raison de processus frontaliers convergents. Le tremblement de terre et le tsunami de 2004 dans l'océan Indien ont été déclenchés par un tremblement de terre de méga-poussée le long de la frontière convergente de la plaque indienne et de la microplaque birmane et ont tué plus de 200 000 personnes. , Le tsunami de 2011 au large des côtes du Japon, qui a fait 16 000 morts et causé 360 milliards de dollars de dégâts, a été causé par un séisme de magnitude 9 le long de la frontière convergente de la plaque eurasienne et de la plaque Pacifique.

Des coins d'accrétion (également appelés prismes d'accrétion) se forment lorsque les sédiments sont grattés de la lithosphère en subduction et placés contre la lithosphère dominante. Ces sédiments comprennent la croûte ignée, les sédiments de turbidite et les sédiments pélagiques. Des failles de chevauchement imbriquées le long d'une surface basale de décollement se produisent dans des coins d'accrétion alors que les forces continuent de comprimer et de failler ces sédiments nouvellement ajoutés. [5] La faille continue du coin d'accrétion conduit à un épaississement global du coin. [18] La topographie du fond marin joue un certain rôle dans l'accrétion, en particulier la mise en place de la croûte ignée. [19]


4.5 Limites de plaques divergentes

Les frontières divergentes sont des frontières qui s'étendent, où une nouvelle croûte océanique est créée pour remplir l'espace lorsque les plaques s'écartent. La plupart des limites divergentes sont situées le long des dorsales océaniques médio-océaniques (bien que certaines soient sur terre). Le dorsale médio-océanique est une chaîne de montagnes sous-marine géante, et est la plus grande caractéristique géologique de la Terre avec 65 000 km de long et environ 1000 km de large, elle couvre 23 % de la surface de la Terre (Figure 4.5.1). Étant donné que la nouvelle croûte formée à la limite de la plaque est plus chaude que la croûte environnante, elle a une densité plus faible et se trouve donc plus haut sur le manteau, créant ainsi la chaîne de montagnes. . , Au milieu de la dorsale médio-océanique se trouve un la vallée du Rift 25-50 km de large et 1 km de profondeur. Bien que les dorsales océaniques qui s'étendent semblent être des caractéristiques incurvées à la surface de la Terre, elles sont en fait composées d'une série de segments de ligne droite, décalés à intervalles par des failles perpendiculaires à la dorsale, transformer les défauts . Ces failles transformantes font ressembler le système de dorsale médio-océanique à une fermeture éclair géante sur le fond marin (figure 4.5.2). Comme nous le verrons dans la section 4.7, les mouvements le long des failles transformantes entre deux segments de crête adjacents sont responsables de nombreux séismes.

Graphique 4.5.1 Topographie du fond de l'océan. Le système de dorsale médio-océanique peut être vu comme la chaîne de montagnes bleu clair qui traverse les océans (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/mggd.gif). Graphique 4.5.2 Gros plan du système de dorsale médio-atlantique, montrant des failles transformantes perpendiculaires à l'axe de la dorsale. Les flèches indiquent la direction du mouvement des plaques de chaque côté de la faille (USGS, domaine public, via Wikimedia Commons).

Le matériau crustal créé à une limite d'étalement est toujours de caractère océanique, c'est-à-dire qu'il s'agit d'une roche ignée (par exemple, du basalte ou du gabbro, riche en minéraux ferromagnésiens), formée à partir de magma dérivé de la fusion partielle du manteau causée par la décompression en tant que manteau chaud. la roche de la profondeur est déplacée vers la surface (figure 4.5.3). La zone triangulaire de fonte partielle près de la crête de la crête est d'environ 60 km d'épaisseur et la proportion de magma est d'environ 10 % du volume de la roche, produisant ainsi une croûte d'environ 6 km d'épaisseur. Ce magma suinte sur le fond marin pour former des basaltes coussinés, des brèches (roche basaltique fragmentée) et des coulées, intercalées dans certains cas avec du calcaire ou du chert. Au fil du temps, la roche ignée de la croûte océanique se couvre de couches de sédiments, qui finissent par devenir des roches sédimentaires.

Graphique 4.5.3 Mécanisme pour les frontières de plaques divergentes. La région dans le rectangle délimité représente la dorsale médio-océanique (Steven Earle, “Physical Geology”).

La propagation est supposée commencer dans une zone continentale avec une déformation ou un dôme de la croûte liée à un panache mantellique sous-jacent ou à une série de panaches mantelliques. La flottabilité du matériau du panache du manteau crée un dôme dans la croûte, provoquant sa fracture. Lorsqu'une série de panaches du manteau existe sous un grand continent, les failles qui en résultent peuvent s'aligner et conduire à la formation d'une vallée du rift (comme l'actuelle Great Rift Valley en Afrique de l'Est). Il est suggéré que ce type de vallée se développe finalement en une mer linéaire (comme la mer Rouge actuelle) et finalement en un océan (comme l'Atlantique). Il est probable que pas moins de 20 panaches du manteau, dont beaucoup existent encore, ont été responsables de l'initiation du rifting de la Pangée le long de ce qui est maintenant la dorsale médio-atlantique.

Il existe de nombreuses preuves démontrant qu'une nouvelle croûte océanique se forme au niveau de ces centres d'étalement des fonds marins :

1. Âge de la croûte:

La comparaison des âges de la croûte océanique près d'une dorsale médio-océanique montre que la croûte est la plus jeune juste au centre d'étalement et qu'elle vieillit progressivement à mesure que vous vous éloignez de la limite divergente dans les deux sens, vieillissant d'environ 1 million d'années tous les 20 ans. 40 km de la crête. De plus, le schéma d'âge de la croûte est assez symétrique de part et d'autre de la dorsale (figure 4.5.4).

La croûte océanique la plus ancienne est d'environ 280 Ma en Méditerranée orientale, et les parties les plus anciennes de l'océan ouvert sont d'environ 180 Ma de chaque côté de l'Atlantique nord. Il peut être surprenant, étant donné que certaines parties de la croûte continentale ont près de 4 000 Ma, que le fond marin le plus ancien ait moins de 300 Ma. Bien sûr, la raison en est que tous les fonds marins plus anciens que cela ont été soit subduits (voir la section 4.6) soit poussés vers le haut pour devenir une partie de la croûte continentale. . J Comme on pouvait s'y attendre, la croûte océanique est très jeune près des dorsales d'étalement (figure 4.5.4) et il existe des différences évidentes dans le taux d'étalement du fond marin le long des différentes dorsales. Les dorsales du Pacifique et du sud-est de l'océan Indien ont de larges tranches d'âge, indiquant une propagation rapide (environ 10 cm/an de chaque côté dans certaines zones), tandis que celles de l'Atlantique et de l'ouest de l'océan Indien s'étendent beaucoup plus lentement (moins de 2 cm /an de chaque côté dans certaines régions).

Graphique 4.5.4 Âge de la croûte océanique (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/ocean_age/data/2008/image/age_oceanic_lith.jpg).

2. Épaisseur du sédiment :

Avec le développement du sondage sismique réflexion (semblable au sondage par écho décrit à la section 1.4), il est devenu possible de voir à travers les sédiments du fond marin et cartographier la topographie du substratum rocheux et l'épaisseur de la croûte. Ainsi, les épaisseurs de sédiments ont pu être cartographiées et il a été rapidement découvert que bien que les sédiments atteignaient plusieurs milliers de mètres d'épaisseur près des continents, ils étaient relativement minces - voire inexistants - dans les zones de la dorsale océanique (Figure 4.5.5) . Ceci est logique lorsqu'on les combine avec les données sur l'âge de la croûte océanique. Plus on est éloigné du centre d'étalement, plus la croûte est ancienne, plus elle a dû accumuler de sédiments longtemps et plus la couche de sédiments est épaisse. Additionally, the bottom layers of sediment are older the farther you get from the ridge, indicating that they were deposited on the crust long ago when the crust was first formed at the ridge.

Figure 4.5.5 Seafloor sediment thickness (Modified from https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick/).

3. Heat flow:

Measurements of rates of heat flow through the ocean floor revealed that the rates are higher than average (about 8x higher) along the ridges, and lower than average in the trench areas (about 1/20th of the average). The areas of high heat flow are correlated with upward convection of hot mantle material as new crust is formed, and the areas of low heat flow are correlated with downward convection at subduction zones .

4. Magnetic reversals:

In section 4.2 we saw that rocks could retain magnetic information that they acquired when they were formed. However, Earth’s magnetic field is not stable over geological time. For reasons that are not completely understood, the magnetic field decays periodically and then becomes re-established. When it does re-establish, it may be oriented the way it was before the decay, or it may be oriented with the reversed polarity. During periods of reversed polarity, a compass would point south instead of north. Over the past 250 Ma, there have a few hundred magnetic field reversals, and their timing has been anything but regular. The shortest ones that geologists have been able to define lasted only a few thousand years, and the longest one was more than 30 million years, during the Cretaceous (Figure 4.5.6). The present “normal” event has persisted for about 780,000 years.

Figure 4.5.6 Magnetic field reversal chronology for the past 170 Ma (Steven Earle after: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/c/c0/Geomagnetic_polarity_0-169_Ma.svg). Figure 4.5.7 Pattern of magnetic anomalies in oceanic crust in the Pacific northwest (Steven Earle, “Physical Geology”).

Beginning in the 1950s, scientists started using magnetometer readings when studying ocean floor topography. The first comprehensive magnetic data set was compiled in 1958 for an area off the coast of British Columbia and Washington State. This survey revealed a mysterious pattern of alternating stripes of low and high magnetic intensity in sea-floor rocks (Figure 4.5.7). Subsequent studies elsewhere in the ocean also observed these magnetic anomalies, and most importantly, the fact that the magnetic patterns are symmetrical with respect to ocean ridges. In the 1960s, in what would become known as the Vine-Matthews-Morley (VMM) hypothesis, it was proposed that the patterns associated with ridges were related to the magnetic reversals, and that oceanic crust created from cooling basalt during a Ordinaire event would have polarity aligned with the present magnetic field, and thus would produce a positive anomaly (a black stripe on the sea-floor magnetic map), whereas oceanic crust created during a renversé event would have polarity opposite to the present field and thus would produce a negative magnetic anomaly (a white stripe). The widths of the anomalies varied according to the spreading rates characteristic of the different ridges. This process is illustrated in Figure 4.5.8. New crust is formed (panel a) and takes on the existing normal magnetic polarity. Over time, as the plates continue to diverge, the magnetic polarity reverses, and new crust formed at the ridge now takes on the reversed polarity (white stripes in Figure 4.5.8). In panel b, the poles have reverted to normal, so once again the new crust shows normal polarity before moving away from the ridge. Eventually, this creates a series of parallel, alternating bands of reversals, symmetrical around the spreading center (panel c).

Figure 4.5.8 Formation of alternating patterns of magnetic polarity along a mid-ocean ridge (Steven Earle, “Physical Geology”).

a plate boundary at which the two plates are moving away from each other (4.5)


25 4.1 Plate Tectonics and Volcanism

The relationships between plate tectonics and volcanism are shown on Figure 4.3. As summarized in Chapter 3, magma is formed at three main plate-tectonic settings: divergent boundaries (decompression melting), convergent boundaries (flux melting), and mantle plumes (decompression melting).

Figure 4.3 The plate-tectonic settings of common types of volcanism. Composite volcanoes form at subduction zones, either on ocean-ocean convergent boundaries (left) or ocean-continent convergent boundaries (right). Both shield volcanoes and cinder cones form in areas of continental rifting. Shield volcanoes form above mantle plumes, but can also form at other tectonic settings. Sea-floor volcanism can take place at divergent boundaries, mantle plumes and ocean-ocean-convergent boundaries. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

The mantle and crustal processes that take place in areas of volcanism are illustrated in Figure 4.4. At a spreading ridge, hot mantle rock moves slowly upward by convection (cm/year), and within about 60 km of the surface, partial melting starts because of decompression. Over the triangular area shown in Figure 4.4a, about 10% of the ultramafic mantle rock melts, producing mafic magma that moves upward toward the axis of spreading (where the two plates are moving away from each other). The magma fills vertical fractures produced by the spreading and spills out onto the sea floor to form basaltic oreillers (more on that later) and lava flows. There is spreading-ridge volcanism taking place about 200 km offshore from the west coast of Vancouver Island.

Des exercices

Exercise 4.1 How Thick Is the Oceanic Crust?

Figure 4.4a shows a triangular zone about 60 km thick within this zone, approximately 10% of the mantle rock melts to form oceanic crust. Based on this information, approximately how thick do you think the resulting oceanic crust should be?

/> Figure 4.4 The processes that lead to volcanism in the three main volcanic settings on Earth: (a) volcanism related to plate divergence, (b) volcanism at an ocean-continent boundary*, and (c) volcanism related to a mantle plume. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]
*Similar processes take place at an ocean-ocean convergent boundary.

At an ocean-continent or ocean-ocean [1] convergent boundary, oceanic crust is pushed far down into the mantle (Figure 4.4b). It is heated up, and while there isn’t enough heat to melt the subducting crust, there is enough to force the water out of some of its minerals. This water rises into the overlying mantle where it contributes to flux melting of the mantle rock. The mafic magma produced rises through the mantle to the base of the crust. There it contributes to partial melting of crustal rock, and thus it assimilates much more felsic material. That magma, now intermediate in composition, continues to rise and assimilate crustal material in the upper part of the crust, it accumulates into plutons. From time to time, the magma from the plutons rises toward surface, leading to volcanic eruptions. le mont. Garibaldi (Figures 4.1 and 4.2) is an example of subduction-related volcanism.

A mantle plume is an ascending column of hot rock (not magma) that originates deep in the mantle, possibly just above the core-mantle boundary. Mantle plumes are thought to rise at approximately 10 times the rate of mantle convection. The ascending column may be on the order of kilometres to tens of kilometres across, but near the surface it spreads out to create a mushroom-style head that is several tens to over 100 kilometres across. Near the base of the lithosphere (the rigid part of the mantle), the mantle plume (and possibly some of the surrounding mantle material) partially melts to form mafic magma that rises to feed volcanoes. Since most mantle plumes are beneath the oceans, the early stages of volcanism typically take place on the sea floor. Over time, islands may form like those in Hawaii.

Volcanism in northwestern B.C. (Figures 4.5 and 4.6) is related to continental rifting. This area is not at a divergent or convergent boundary, and there is no evidence of an underlying mantle plume. The crust of northwestern B.C. is being stressed by the northward movement of the Pacific Plate against the North America Plate, and the resulting crustal fracturing provides a conduit for the flow of magma from the mantle. This may be an early stage of continental rifting, such as that found in eastern Africa.

Figure 4.5 Volcanoes and volcanic fields in the Northern Cordillera Volcanic Province, B.C. (base map from Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Volcanic locations from Edwards, B. & Russell, J. (2000). Distribution, nature, and origin of Neogene-Quaternary magmatism in the northern Cordilleran volcanic province, Canada. Geological Society of America Bulletin. pp. 1280-1293[SE]Cordillera Volcanic Province, B.C. Figure 4.6 Volcanic rock at the Tseax River area, northwestern B.C. [SE]


Convergent Plate Boundary Development

Subduction

Where tectonic plates converge, the one with thin oceanic crust subducts beneath the one capped by thick continental crust. A subduction zone consists of material scraped off the ocean floor near the coast (accretionary wedge) and a chain of volcanoes farther inland (volcanic arc).

Terrane Accretion

Oceanic islands and continental fragments approaching the subduction zone are too thick and buoyant to subduct. Instead, they attach to the edge of the continent as accreted terranes.

Continental Collision

Continents collide where subduction completely closes an ocean. The buoyant continental crust lifts up a broad region known as a collisional mountain range.

Images above modified from “Parks and Plates: The Geology of our National Parks, Monuments and Seashores,” by Robert J. Lillie, New York, W. W. Norton and Company, 298 pp., 2005, www.amazon.com/dp/0134905172

Continents grow outward as volcanic islands and continental fragments enter a subduction zone and attach to the edge of the continent. Examples of such accreted terranes are found in NPS sites in southern Alaska and northern Washington State. Sometimes plate convergence closes an entire ocean. The crusts of the continents are too thick and buoyant to subduct, forming a collisional mountain range, such as the Appalachian/Ouachita/Marathon chain in the eastern United States and the Chaîne des ruisseaux in northern Alaska.


4.5: Convergent Plate Boundaries - Geosciences

The relationships between plate tectonics and volcanism are shown on Figure 4.3. As summarized in Chapter 3, magma is formed at three main plate-tectonic settings: divergent boundaries (decompression melting), convergent boundaries (flux melting), and mantle plumes (decompression melting).

Figure 4.3 The plate-tectonic settings of common types of volcanism. Composite volcanoes form at subduction zones, either on ocean-ocean convergent boundaries (left) or ocean-continent convergent boundaries (right). Both shield volcanoes and cinder cones form in areas of continental rifting. Shield volcanoes form above mantle plumes, but can also form at other tectonic settings. Sea-floor volcanism can take place at divergent boundaries, mantle plumes and ocean-ocean-convergent boundaries. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

The mantle and crustal processes that take place in areas of volcanism are illustrated in Figure 4.4. At a spreading ridge, hot mantle rock moves slowly upward by convection (cm/year), and within about 60 km of the surface, partial melting starts because of decompression. Over the triangular area shown in Figure 4.4a, about 10% of the ultramafic mantle rock melts, producing mafic magma that moves upward toward the axis of spreading (where the two plates are moving away from each other). The magma fills vertical fractures produced by the spreading and spills out onto the sea floor to form basaltic oreillers (more on that later) and lava flows. There is spreading-ridge volcanism taking place about 200 km offshore from the west coast of Vancouver Island.

Des exercices

Exercise 4.1 How Thick Is the Oceanic Crust?

Figure 4.4a shows a triangular zone about 60 km thick within this zone, approximately 10% of the mantle rock melts to form oceanic crust. Based on this information, approximately how thick do you think the resulting oceanic crust should be?

Figure 4.4 The processes that lead to volcanism in the three main volcanic settings on Earth: (a) volcanism related to plate divergence, (b) volcanism at an ocean-continent boundary*, and (c) volcanism related to a mantle plume. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]
*Similar processes take place at an ocean-ocean convergent boundary.

At an ocean-continent or ocean-ocean [1] convergent boundary, oceanic crust is pushed far down into the mantle (Figure 4.4b). It is heated up, and while there isn’t enough heat to melt the subducting crust, there is enough to force the water out of some of its minerals. This water rises into the overlying mantle where it contributes to flux melting of the mantle rock. The mafic magma produced rises through the mantle to the base of the crust. There it contributes to partial melting of crustal rock, and thus it assimilates much more felsic material. That magma, now intermediate in composition, continues to rise and assimilate crustal material in the upper part of the crust, it accumulates into plutons. From time to time, the magma from the plutons rises toward surface, leading to volcanic eruptions. le mont. Garibaldi (Figures 4.1 and 4.2) is an example of subduction-related volcanism.

A mantle plume is an ascending column of hot rock (not magma) that originates deep in the mantle, possibly just above the core-mantle boundary. Mantle plumes are thought to rise at approximately 10 times the rate of mantle convection. The ascending column may be on the order of kilometres to tens of kilometres across, but near the surface it spreads out to create a mushroom-style head that is several tens to over 100 kilometres across. Near the base of the lithosphere (the rigid part of the mantle), the mantle plume (and possibly some of the surrounding mantle material) partially melts to form mafic magma that rises to feed volcanoes. Since most mantle plumes are beneath the oceans, the early stages of volcanism typically take place on the sea floor. Over time, islands may form like those in Hawaii.


Voir la vidéo: Les plaques tectoniques