2.2 La dynamique de la lithosphère

Une vidéo explicative (en anglais !) sur les processus de subduction générant des tsunamis.

Les séismes sont concentrés en limites de plaques tectoniques. Les frontières divergentes génèrent des séismes très superficiels de faible intensité (liés à l’émission du magma- voir II/ de ce cours). Les frontières coulissantes produisent des séismes plus intenses, mais ces zones sont rares à l’échelle de la planète. Enfin, les zones de convergences sont le lieu de séismes très fréquents et assez intenses : IRIS Earthquake Browser permet de visualiser les séismes en temps réel. On peut également (avec une bonne carte vidéo !) visualiser ces séismes profonds en 3D au niveau des zones de subduction. Ces limitations de séismes permettent de découper la lithosphère terrestre en plaques animées de mouvements

: c’est justement à cause de ces mouvements engendrant des séismes que l’on peut délimiter ces plaques. A certains endroits, les frontières de plaques sont d’ailleurs incertaines car il y a peu de séismes pour les matérialiser. Les frontières de ces plaques sont de 3 types :

Le mouvement des plaques, dans le passé et actuellement, peut être quantifié par différentes méthodes géologiques :

La mise en évidence de bandes d’anomalies magnétiques symétriques par rapport à l’axe des dorsales océaniques, corrélables avec les phénomènes d’inversion des pôles magnétiques (connus depuis le début du XXe siècle), permet de calculer des vitesses d’expansion du plancher océanique. La connaissance des dates d’inversion et de leur distance à la dorsale permet de calculer des vitesses moyennes.

Des forages JOIDES en mer profonde existent depuis 1960 : à plusieurs milliers de mètres de profondeur, des carottes de sédiments situés au dessus du plancher océanique sont prélevées.
L’ analyse de ces carottes montre que :

– plus on s’éloigne de la dorsale, plus les sédiments sont épais et plus les sédiments en contact avec les basaltes sont anciens .

– on peut dater l’ouverture d’un océan et cela confirme la jeunesse des océans (moins de 200 millions d’années).

Les vitesses de déplacements des plaques lithosphériques peuvent être mesurées à partir de l’âge des sédiments océaniques: connaissant l’âge des sédiments en contact avec le basalte et la distance à la dorsale, on peut calculer la vitesse d’expansion du plancher océanique.

En de nombreux endroits du globe, on observe des alignements de volcans situés au cœur des plaques . L’âge de ces volcans est régulièrement croissant d’une extrémité à une autre: le volcan actif est le plus jeune . Le modèle de la tectonique des plaques permet d’expliquer les alignements de volcans de points chauds observés dans les plaques : il s’agit de remontée fixe de magma d’origine profonde (manteau inférieur). Ce panache de matériel chaud permet un volcanisme dit « de point chaud » . La plaque dérive au dessus de ce point chaud immobile qui alimente à la verticale un volcanisme de surface.

Point chaud- D’après Paul Nougier Structure et fonctionnement du globe terrestre. Edition Ellipse

Les distances entre le point chaud actuel et les édifices volcaniques passés permettent un calcul de vitesse de déplacement des plaques impliquées.

A partir des années 1990, la technique de positionnement par satellite (GPS) permet de mesurer les vitesses instantanées des plaques lithosphériques. Ce système repose sur l’existence de balise dont la position en longitude , latitude et altitude est mesurée en continu grâce à un ensemble de satellite. Ces mesures confirment les vitesses d’expansion océanique et que les plaques dérivent au-dessus d’un point chaud.
L’ensemble des données confirme le modèle de la tectonique des plaque et les ordres de grandeur des vitesses calculées sont tous cohérents (quelques cm/an).

Les satellites du système GPS donnent la position de n’importe quelle partie du globe, en temps réel, par rapport à un référentiel extérieur à la planète Terre. En comparant ces positions, on peut mesurer le déplacement de centaines de stations et compiler ces données pour calculer le mouvement de la station, donc de la plaque sous-jacente. On détermine ainsi des vitesses instantanées.

Le modèle prévoit que la croûte océanique est d’autant plus vieille qu’on s’éloigne de la dorsale. Les âges des sédiments en contact avec le plancher océanique (programme de forages sous-marins JOIDES) confirment cette prédiction et les vitesses prévues par le modèle de la tectonique des plaques.

Le modèle prévoit des vitesses de déplacements des plaques (d’après le paléomagnétisme et les alignements de volcans intraplaques). Avec l’utilisation des techniques de positionnement par satellites (GPS), à la fin du XXème siècle, les mouvements des plaques deviennent directement observables et leurs vitesses sont confirmées.

II. La dynamique des zones de divergence

Notions fondamentales : morphologie d’une dorsale et d’une zone de subduction, failles normales et inverses, remontée asthénosphérique, magmatisme et roches associées, hydrothermalisme, augmentation de densité, panneau plongeant, fusion partielle, déformation, plis, chevauchement.

Les études topographiques des fonds océaniques permettent l’hypothèse de l’expansion océanique.

Les fonds océaniques sont parcourus par de vastes montagnes volcaniques : les dorsales. Une dorsale est une fissure dans la lithosphère. Au niveau de cette fissure, du matériau chaud remonte vers la surface ; les dorsales sont donc le siège d’importantes dissipations de flux thermique. La croûte océanique se forme au niveau des dorsales par cette remontée de matière chaude. Les nouvelles roches formées repousseraient les anciennes sur les côtés, provoquant un agrandissement des océans et un déplacement des continents.
On observe aussi que les océans sont bordés par de profondes fosses océaniques .

Sous l’axe de la dorsale, on mesure une remontée des isothermes qui correspond à une remontée asthénosphérique. La dilatation due à la chaleur produit un bombement au niveau des dorsales, qui apparaissent ainsi comme des reliefs sous-marins.

1) La croûte continentale, étirée par les mouvements de divergence des plaques, peut être totalement amincie.

2) Les roches du manteau supérieur subissent une diminution de pression au niveau de l’amincissement. Le solidus est franchi, ce qui facilite la fusion de la péridotite (fusion partielle).

Le magma produit par fusion partielle a une composition différente de celle des péridotites. Il se rassemble : plus léger que la roche encaissante, il tend à monter dans les fissures et va s’épancher en surface :

– si le refroidissement est rapide, il y a formation d’une roche microlithique : le basalte

– si le refroidissement est lent, il y a formation d’une roche grenue, le gabbro, autour de la chambre magmatique.

Si ce rift a une altitude négative, l’eau de mer envahit la région : un océan naît, les continents se séparent, deux plaques sont individualisées.

L’extension se poursuivant, la croûte océanique se fissure régulièrement. Le magma (1300°C) qui parvient ainsi au contact de l’eau de mer très froide (4°C) prend des formes de coussins (pillow-lavas en anglais) en raison des pressions d’eau régnant en profondeur.

L’Est africain (Afar) et l’Islande correspondent à différents stades de ce processus qui, lorsqu’il se poursuit pendant des millions d’années, ouvre des océans comme l’Atlantique et le Pacifique.

3) Les roches volcaniques consolidées s’écartent de chaque côté de la dorsale, ce qui laisse la place à de nouvelles arrivées de laves qui forment de nouvelles roches volcaniques, plus jeunes. Les anciens bords du rift s’éloignent, toujours remplacés par de nouveaux matériaux.

C’est ce magma, refroidi, cristallisé, qui formera la nouvelle croûte océanique de part et d’autre d’une dorsale d’abord embryonnaire comme celle qui ouvre la Mer Rouge.

4) À un stade plus évolué, les dorsales sous-marines sont en pleine activité volcanique et créent sans cesse de nouveaux planchers océaniques (océanisation).

Les dorsales, généralement situées à 2500 mètres environ sous la surface de la mer, sont un système de montagnes volcaniques sous-marines d’environ 64.000 kilomètres de long où sont fabriqués chaque année 17 km³ de nouvelle croûte océanique.

L’arrivée de magma très chaud (1300°C) au contact de l’eau océanique très froide (4°C) provoque son refroidissement instantané : il se fige en basaltes en forme de coussins appelés pillow-lavas (docs1-2p156). La croûte externe des pillow-lavas est un verre volcanique.

Dans certaines dorsales (dorsales lentes), l’activité magmatique est plus réduite et la divergence met directement à l’affleurement des zones du manteau. A l’axe de ces dorsales, on observe une structure effondrée appelée rift, bordée de croûte océanique qui traduisent des mouvements d’extension (divergence).

La nouvelle lithosphère formée se refroidit (doc6p161) en s’éloignant de l’axe de la dorsale.

L’isotherme 1300°C qui marque la limite lithosphère/asthénosphère s’enfonce donc, ce qui provoque l’épaississement de la lithosphère (doc5p161). Par ailleurs, le refroidissement contracte la lithosphère, qui devient donc de plus en plus dense (doc4p161) : il y a augmentation de densité de la lithosphère quand on s’éloigne de la dorsale.

La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau, au contact de l’océan, sont le siège de circulation d’eau chaude (= hydrothermalisme de hydro=eau et thermo= chaud) qui modifie les minéraux. Les gabbros de la croûte océanique ont subi au cours du temps des transformations minéralogiques à l’état solide sous l’effet de la température, de la pression et de l’hydratation : le métamorphisme.

Par refroidissement et hydratation par éloignement de la dorsale, ils deviennent des schistes verts ou métagabbros à hornblende, actinote, chlorite : il s’agit d’un métamorphisme BPBT avec hydratation.

A partir des minéraux du gabbro formé au niveau de la dorsale, on voit apparaître de nouveaux minéraux hydratés : amphiboles comme la hornblende, chlorite, actinote (voir la composition de ces minéraux)

Ces minéraux nouveaux apparaissent dans un environnement chimique (apport d’eau) et physique (pression et température faibles) différent de celui de la formation de la roche. Ils sont ainsi stables dans un domaine de pression et température bien précis, que l’on peut visualiser sur un diagramme P/T (doc5p163).

Les réactions du métamorphisme apparaissent à l’interface entre deux minéraux qui réagissent ensemble, puis s’étendent au détriment d’un des deux minéraux qui finit par disparaître (doc4p163). Par exemple, le pyroxène présent à haute température se transforme en amphibole quand la température diminue. Le plagioclase demeure ainsi que du pyroxène relique.

Une animation lisible aussi sur tablette/smartphone, qui fait le parallèle entre déplacement des roches lors de la subduction et chemin P/T/t.

III/ La dynamique des zones de convergence

Notions fondamentales : morphologie d’une dorsale et d’une zone de subduction, failles normales et inverses, remontée asthénosphérique, magmatisme et roches associées, hydrothermalisme, augmentation de densité, panneau plongeant, fusion partielle, déformation, plis, chevauchement.

Nous avons vu (et mesuré) la création de nouveau plancher océanique au niveau des dorsales, et le déplacement horizontal des plaques. La surface terrestre étant constante, cela signifie qu’ailleurs la lithosphère océanique doit disparaître. C’est ce qui se passe dans les zones de subduction : la lithosphère océanique plonge en profondeur.

Les séismes ayant lieu uniquement dans la lithosphère cassante, leur alignement de plus en plus profond (en partant de la fosse océanique en surface) signale la position de la lithosphère plongeant dans l’asthénosphère. On appelle plan de Wadati-Benioff le panneau plongeant ainsi matérialisé.

La lithosphère nouvellement créée au niveau de la dorsale est peu épaisse et chaude : elle flotte sur l’asthénosphère car elle est moins dense qu’elle. En s’éloignant de celle-ci, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit par sa base : l’épaisseur de la croûte reste constante (6 Km) mais la partie du manteau lithosphérique augmente car l’isotherme 1300 °C devient plus profond.

Après 30 Ma, la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthénosphère et peut ainsi s’y enfoncer : c’est la subduction . Pour qu’une lithosphère entre en subduction, il faut que sa densité soit supérieure à celle de l’asthénosphère qui la porte. On se souvient qu’en vieillissant, la lithosphère s’épaissit, s’alourdit et s’hydrate : l’ensemble de ces phénomènes augmente sa densité, jusqu’à ce qu’elle dépasse celle de la lithosphère.

Grâce à des forces de résistance et aux lithosphères continentales rattachées moins denses, la lithosphère océanique peut «flotter» jusqu’à 200 Ma selon les forces tectoniques mis en jeu.

De plus, les minéraux qui apparaissent par métamorphisme HPHT comme la coésite ou le grenat ont une densité importante qui amplifie le mouvement 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 sont l’andésite ou la rhyolite en surface (en LPA : andésite et rhyolite). On retrouve la structure microlithique caractéristique des roches volcaniques, mais leurs minéraux (quartz, orthose, biotite) sont très différents des minéraux du basalte. Ce sont des minéraux que l’on trouve dans le granite par exemple, donc une roche très acide. D’ailleurs, le diagramme triangulaire indique que la rhyolite est l’équivalent microlithique du granite (même composition chimique), l’andésite est l’équivalente d’une granodiorite très riche en plagioclases.

Par ailleurs, leur minéralogie atteste toujours de magmas riches en eau, avec la présence de hornblende (comme déjà rencontrée lors de l’hydratation des gabbros crustaux). Voir la composition de ces minéraux.

Bilan : La fusion partielle des péridotites est favorisée par l’hydratation du coin de manteau qui modifie le solidus en le décalant vers des basses températures (l’eau joue le rôle de fondant). Les fluides hydratant le coin de manteau sont apportés par des transformations minéralogiques (=métamorphisme de déshydratation) affectant le panneau en subduction, dont une partie a été hydratée au niveau des zones de dorsales.

Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), donnant alors des roches volcaniques à structure microlithique comme l’andésite) ou peuvent cristalliser en profondeur, sous forme de massifs plutoniques (donnant alors des roches à structure grenue comme la diorite).

Nous avons vu que la croûte océanique a subi un métamorphisme d’hydratation au cours de son long séjour au fond de l’océan (voir La dynamique des zones de divergence). Les minéraux sont donc hydratés et froids au moment de leur entrée en subduction. Au cours du plongement, ils sont soumis à des pressions croissantes : d’abord basse (notée BP), puis moyenne (MP) et enfin élevée (HP). En même temps, la température augmente légèrement (de Basse Température à Moyenne Température). On peut suivre ce gradient de pression/température sur le diagramme Pression/Température, et y tracer un chemin Pression/Température/temps. Les différentes conditions rencontrées par les roches sont appelées faciès : faciès schiste vert, faciès schiste bleu, faciès éclogite. Attention, on utilise par habitude ces noms pour nommer les roches, mais c’est un abus : les roches du faciès schiste vert ne sont pas forcément vertes et ne sont pas forcément des schistes !

Ils subissent généralement des modifications lors de leur ascension, ce qui explique la diversité des roches. En particulier, leur contact avec des roches encaissantes plus acides, ainsi que les alternances de fusion/cristallisation, aboutissent à un enrichissement en silice du magma qui lui confère son caractère très visqueux, donc explosif.

Nous avons vu que la croûte océanique a subi un métamorphisme d’hydratation au cours de son long séjour au fond de l’océan (voir II/ La dynamique des zones de divergence). Les minéraux sont donc hydratés et froids au moment de leur entrée en subduction.

Lors de la subduction, la pression augmente plus fortement que la température. On peut suivre ce gradient de pression/température sur le diagramme Pression/Température, et y tracer un chemin Pression/Température/temps. Les différentes conditions rencontrées par les roches sont appelées faciès : faciès schiste vert, faciès schiste bleu, faciès éclogite.
Apparaissent des minéraux dont le domaine de stabilité correspond à des pressions croissantes : d’abord basse (notée BP), puis moyenne (MP) , métagabbros à glaucophane (facies schistes bleus) et enfin élevée (HP) avec le métagabbros à grenat et jadéite (facies éclogite). Attention, on utilise par habitude ces noms pour nommer les roches, mais c’est un abus : les roches du faciès schiste vert ne sont pas forcément vertes et ne sont pas forcément des schistes !

Au cours de ce trajet, on observe l’apparition de nouveaux minéraux du métamorphisme : glaucophane, jadéite, grenat lorsque la pression (et la température) croît. Ces transformations s’accompagnent d’une déshydratation provoquée par la forte pression (voir la composition de ces minéraux). Ce métamorphisme libère donc de l’eau qui gagne les roches profondes environnant la subduction (le manteau péridotitique).

La mobilité des plaques lithosphériques résulte de phénomènes de convection

L’augmentation de la densité de la lithosphère constitue un facteur important contrôlant la subduction puisque la lithosphère doit devenir plus dense que l’asthénosphère pour pouvoir plonger dedans. Ce plongement tirerait l’ensemble de la plaque, générant son mouvement horizontal en surface et, par suite, les mouvements descendants de la convection. Ceux-ci participent à leur tour à la mise en place des mouvements ascendants (nettement moins maîtrisés)

B/ Les zones de collision : une zone dynamique de zone de convergence – livre p186-187

L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On peut mettre en évidence des éléments par un modèle et on retrouve de nombreux indices tectoniques dans les paysages des zones montagneuses récentes (Alpes, Pyrénées…).

Raccourcissement et empilement sont attestés par un ensemble de structures tectoniques (doc2-3-4p186-187) déformant les roches :

a. les

plis affectent les séries (couches) sédimentaires et témoignent d’une déformation souple.

Cette déformation a donc lieu dans des terrains peu consolidés, des roches meubles…

Les failles de type inverse sont un indice de déformation cassante des roches. Elles traduisent un raccourcissement local.

Au niveau de certaines failles inverses, les contraintes sont telles que les blocs finissent par se superposer : c’est un chevauchement.

La formation de chevauchement d’une taille de l’ordre du kilomètre correspond à une nappe de charriage. Lorsque plusieurs nappes ou chevauchements s’empilent ou se succèdent dans une même zone, on parle d’écailles.

Les plis et les nappes sont parfois bien visibles car les strates affectées sont bien contrastées. Mais souvent, c’est la présence de contacts anormaux (discontinuités) dans les terrains qui signale la présence du chevauchement : un terrain ancien recouvre un terrain plus jeune, par exemple. Voir la carte géologique de France pour quelques exemples comme la fenêtre de Gavarnie ou la klippe d’Annecy.

9p197 paysage du col d’Iseye (faire varier la transparence des cartes géol et satellite à droite, pour relier reliefs et âges des terrains). Sur les 3 documents de l’exercice, le nord est à gauche et le sud est à droite.

b.Des indices géophysiques d’un épaississement de la croûte – livre p188-189

Par l’étude des ondes sismiques P et PmP (sismique réflexion), on peut estimer la profondeur de la discontinuité de Mohorovicic (Moho) sous les continents. Le Moho est l’interface entre la croûte et le manteau lithosphérique.

Sa profondeur moyenne est de 30 km et peut atteindre plus de 60 km par endroits sous les chaînes de montagnes. Ainsi, les reliefs que sont les chaînes de montagnes (Alpes, Pyrénées, Himalaya) possèdent en profondeur une importante racine crustale.

Les différences d’altitude moyenne entre les continents et les océans s’expliquent par ces différences crustales.

L’affrontement de lithosphères de mêmes densités conduit à un épaississement crustal. L’épaisseur de la croûte résulte d’un raccourcissement et d’un empilement des matériaux lithosphériques, bien visible sur le profil ECORS ci-contre. On retrouve de nombreux indices tectoniques dans les paysages des zones montagneuses récentes (Alpes, Pyrénées…).

On observe des différences entre massifs récents et massifs anciens (à légender sur la carte de France)

La collision continue par la subduction continentale et l’essentiel de la lithosphère continentale s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.

A. La caractérisation de la mobilité horizontale

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).

B. La dynamique des zones de 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.

C. La dynamique des zones de convergence

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.

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).

8 commentaires sur “2.2 La dynamique de la lithosphère”

S
février 9, 2017

Très bon cours simple et précis

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Mohamed Ayachi El Fallous
avril 16, 2017

cours concentré Bravo

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Thereadingthinker
septembre 23, 2017

Je ne suis pas un de vos eleves, par contre en cherchant des cours et exerices pour ce chapitre, je suis tombe sur votre site. Je trouve que le cours est simple et bien fait. Merci!

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Broussaud MJ
octobre 12, 2017

Vous faites un excellent travail avec des cours bien structurés et nous vous remercions d’utiliser nos travaux. Je voudrai vous signaler un changement de lien dans le TP 11 Des différences entre les chaines de montagnes récentes et les massifs anciens = http://eduterre.ens-lyon.fr/thematiques/terre/montagnes/montagnes/differences. Les autres liens sont bons. Bonne continuation

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- virginiemv
  décembre 6, 2017
  
  merci infiniment pour votre vigilance.
  
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Lauraaaaaa
janvier 10, 2018

Bonsoir, serait-il possible d’avoir le schéma bilan complété ?

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- virginiemv
  janvier 15, 2018
  
  Bonjour
  Tu le trouves sur ce lien : https://svtlyceedevienne.files.wordpress.com/2014/01/schc3a9ma-bilan-tp-12-et-132.pdf
  
  Virginie
  
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HelloD4
janvier 31, 2018

Supers cours&pdf pour réviser !
Merci 🙂

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