la convergence lithosphérique

LA CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SES EFFETS
CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SUBDUCTION
I - La subduction ou la disparition du plancher océanique
A. Les zones de subduction
 nombreuses autour du Pacifique
∟ arcs insulaires  Japon, Antilles, Nouvelle Guinée, Papouasie, Indonésie, Philippines,
Nouvelle Zélande, Nouvelle Calédonie
∟ marges continentales  côte ouest de l’Amérique
- manifestations géologiques importantes  sismicité, volcanisme, relief
- marges actives, à la limite de 2 plaques lithosphériques différentes
B. Caractéristiques des marges actives
1) Topographie
 relief très contrasté
- relief très négatif  fosses océaniques très profondes : -5000m au Japon, -11000m à la fosse des
Mariannes
- relief très positif  chaînes de subductions : Cordillère des Andes, arc insulaire du Japon
2) Manifestations géologiques
a) Éruptions volcaniques
- type : volcanisme explosif, très dévastateur
b) Sismicité importante
- rappel : séismes uniquement dans un matériel dur donc uniquement dans la lithosphère
- séismes superficiels (- de 100km de profond) entre la fosse et la zone volcanique
- séismes plus profonds le long du plan de Bénioff (la profondeur augmente plus on s’éloigne de la
fosse vers l’arc magmatique  plongée de la lithosphère océanique sous l’autre lithosphère)
c) Anomalies de flux thermique
- anomalie positive : arc insulaire – chaîne de subduction  remontée de magma chaud
- anomalie négative : à l’aplomb des fosses  enfoncement de la lithosphère océanique plus froide
que la roche encaissante
3) Figures tectoniques
Ce sont les témoins du mouvement de convergence et des contraintes compressives
a) Prisme d’accrétion sédimentaire
 bourrelet de sédiment dû à un rabotage des sédiments qui recouvrent normalement la croûte
océanique
- accumulation contre la plaque chevauchante, matériaux déformés  plis, failles inverses
témoignant du raccourcissement et donc de la compression
b) Bassin d’arrière-arc
 bassin sédimentaire à l’arrière d’un arc insulaire
- zone en extension : failles normales
- étiré par la subduction voisine

C. Les mécanismes de la subduction
- hydratation et refroidissement de la lithosphère océanique lors de son éloignement de la dorsale 
abaissement de la limite lithosphère/asthénosphère (isotherme 1300°C)
- épaississement progressif de la lithosphère océanique par sa base : manteau asthénosphérique qui
sans changer de place verticalement devient plus froid en s’éloignant de la dorsale et se transforme
en manteau lithosphérique rigide  ajout de manteau lithosphérique froid et dense
- croûte océanique : épaisseur constante de 6kms
- lithosphère océanique toujours en surface car plus dense mais soutenue par la lithosphère qui
l’entoure (plaque océanique jeune d’un côté, lithosphère continentale ou autre lithosphère océanique
jeune de l’autre)
- si forces de compressions dans la région  rupture de l’équilibre, enfoncement de la lithosphère
océanique dans l’asthénosphère, sous la lithosphère qui la soutenait jadis et qui devient
chevauchante
 refroidissement de la lithosphère océanique  épaississement de la lithosphère 
augmentation de sa densité  plongement sous une autre plaque si forces de compression
 enfoncement suite à un refroidissement : subsidence thermique
II - Le magmatisme associé à la subduction
A. Les roches magmatiques
1) Roches volcaniques
- volcanisme associé à la subduction : explosif andésitique
- andésites : texture microlitique (microcristaux + verre = refroidissement rapide en surface ;
quelques phénocristaux = début de refroidissement en profondeur)
- explosivité dû à la viscosité du magma (riche en silice), à la présence de gaz dissous et d’eau
- si magma contaminé par la silice de la croûte continentale : très riche en silice  formation de
rhyolite (présence de quartz SiO2)
2) Roches plutoniques
- roches de type granite (granitoïdes), ici granite et diorite
- diorite : équivalent plutonique de l’andésite ; granite : équivalent plutonique de la rhyolite
- granitoïdes : structure grenue, minéraux hydratés, refroidissement lent en profondeur du même
magma riche en silice et en eau, apparition à la surface grâce à l’érosion
3) Compléments
- accumulation de magma à la base de la plaque chevauchante : on a une anomalie de flux thermique
positive
- cristallisation du magma  création de croûte continentale de nature différente de la croûte
océanique
B. Origines du magma
- origine du magma andésitique : fusion partielle de la péridotite (manteau lithosphérique et
asthénosphérique (=supérieur) de la plaque chevauchante)
- magma riche en silice car minéraux riches en silices derniers à cristalliser lors du refroidissement
du magma mais premiers à disparaître lors de la fusion du magma
- fusion partielle à environ 80km à moins de 1100°C : basse pression – basse température  eau
vaporisée pour la fusion du manteau (l’eau a un pouvoir fondant sur les roches, elle diminue leur
température de fusion)
- origine de l’eau : déshydratation des minéraux des roches de la lithosphère océanique plongeante
par métamorphisme

III - Le métamorphisme qui accompagne la subduction
A. Notion de métamorphisme
- enfoncement de la croûte océanique  pression plus forte  instabilité des minéraux des roches
de la croûte  réorganisation des éléments chimiques en d’autres minéraux
∟ métamorphisme : transformations des minéraux à l’état solide
- ici : métamorphisme haute pression / basse température (pression ↑, température un peu ↑)
- composition chimique des roches toujours identique, mais changement de la composition
minéralogique
B. Nature du matériel soumis à la subduction et à son métamorphisme
- roches de la lithosphère océanique mises en place au niveau de la dorsale (basalte – péridotite –
gabbro) soumises à d’importantes circulations hydrothermales pendant des millions d’années 
croûte très hydratée riche en minéraux verts  métamorphisme hydrothermal (basse pression / basse
température)  gabbro à amphibole verte
C. Métamorphisme de subduction
- métamorphisme haute pression / basse température avec déshydratation :
Roche
Métagabbro à
amphibole verte
Métagabbro à
amphibole bleue
Éclogite
Composition
minéralogique
- plagioclase
- pyroxène gris
- amphibole verte
- autres minéraux verts
- plagioclase
- pyroxène gris / vert
- amphibole bleue
- amphibole bleue
- pyroxène vert (jadéite)
- grenat
- quartz
Formation à …
────
────
30 kms
300°C
80 kms
400°C
Faciès
Faciès à schistes verts
Faciès à schistes bleus
Faciès éclogitique
- toutes les roches se formant aux mêmes conditions de pression et de température font partie du
même faciès
- déshydratation progressive du métagabbro au cours des réactions successives de métamorphisme
- roche anhydre au stade éclogite
- roches visibles à l’affleurement, donc pas de réactions métamorphiques rétrogrades : manque d’eau
Le métamorphisme est une cinétique très lente et une longue durée par rapport à l’échelle des temps
humains. Il est à l’origine de la genèse des magmas hydratation du manteau dans les zones de
subduction. Ce magma, en cristallisant, donnera les granitoïdes et les roches de type andésite. Ainsi
le phénomène de subduction génère de façon apparemment stable de la lithosphère continentale.
CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET COLLISION
La collision résulte de la convergence de 2 plaques continentales. La collision fait en général suite à
une subduction, quand toute la lithosphère océanique a disparu. Elle est à l’origine de la formation
d’une chaîne de montagne. Nous prendrons comme exemple les Alpes occidentales.
I - Les Alpes
- le plus grand massif montagneux d’Europe
- de la frontière franco-italienne (Méditerranée) à Vienne (Autriche) : 1000km de long, de 200 à
500km de large
- toute une ligne de reliefs des Alpes à l’Himalaya : convergence nord/sud
- grande diversité de roches
Vapeur d’eau
Vapeur d’eau  magma

II - Les traces de l’orientation et de l’expansion d’un océan alpin
A. Traces d’un ancien océan
1) Plancher océanique
 Massif du Chenaillet
- présence de gabbro – basalte – péridotite : lithosphère océanique
- roches métamorphiques venant d’un métamorphisme hydrothermal : pas de subduction
- ensemble composé de pillow lava (basalte en coussin) – gabbro à amphibole verte – péridotite
serpentinisée : complexe ophiolitique
2) Sédimentation marine
 Ouest de la chaîne (zone externe)
- sédimentation marine importante entre -220 et -160Ma : présence d’ammonites  sédimentation
marine de pleine mer (animaux ayant vécu en profondeur) ; roches reposant de manière concordante
- présence de roches détritiques et évaporitiques : sédimentation en mer peu profonde, en zone
continentale ou épicontinentale  rifting avant -220Ma
 Région de Briançon
- présence de radiolarites : océan profond  phase d’accrétion océanique ; sédiments de plus de
160Ma
B. Les traces du rifting : blocs basculés et sédiments en éventail
- blocs basculés : visibles au niveau des marges passives, témoignant d’une période de rifting
(actuellement en Afrique de l’est : blocs basculés, failles normales, sédiments en éventail)
- partie externe des Alpes : présence de failles normales orientées SO/NE
- massif de Belledonne : blocs avec sédiments en éventail synrift
- orientation des failles  marge passive ouest de l’océan  2 plaques : européenne (NO),
adriatique (SE)
- marges passives très déformées
- sédiments : trias sup et jurassique (synrift), en discordance sur des sédiments du trias (anté-rift),
recouverts de sédiments du jurassique sup (post-rift)
- formation du continent au trias sup – jurassique, mise en place de la marge passive au jurassique
sup
III - Les témoins de la subduction océanique
A. Des roches caractéristiques du métamorphisme du plancher océanique subducté
- est de Briançon : métagabbro du Queyras (à amphibole bleue), ressemble à de la lithosphère
océanique mais minéralogie modifiée
- Mont Viso : éclogite
∟ ce sont des minéralogies haute pression / basse température conservées lors du retour des
roches à la surface (toujours présents à la surface car non hydratés)
- métamorphisme croissant d’ouest en est : polarité de la subduction = vers l’est  plaque
européenne subductée, plaque adriatique chevauchante
- massif de Dora Maira (plus à l’est) : métamorphisme encore plus important (coésite  quartz très
haute pression
B. Les roches volcaniques de type andésitique
- présence de roches de type andésitique en très faible quantité (30-40Ma) : subduction encre
présente il y a 30-40Ma, océan pas très large
IV - Les témoins de la collision des 2 plaques
A. Les déformations témoins d’une collision passée
- présence de plis résultant des déformations ductiles et cassantes, des failles inverses

- affleurements avec des roches sédimentaires anciennes recouvrant des roches sédimentaire récentes
(en discordance)
- failles inverses très plates entre les 2 terrains : un bloc passe au dessus de l’autre, chevauchement ;
quand bloc déplacé sur plusieurs centaines de kms : zones de charriage  régime tectonique
compressif
- barre tithonique raccourcie de 15 à 20 % dans les Alpes
- Alpes : « sandwich » formé de plusieurs tranches minces plissées de diverses origines
géographiques et de diverses épaisseurs
- mouvements horizontaux et chevauchements  épaississement crustal, Moho à 50kms (au lieu de
20-30 dans un bassin sédimentaire)
B. La collision se poursuit actuellement
1) La sismicité actuelle
- Alpes occidentales, zones internes briançonnaise et piémontaise : séismes assez fréquents,
magnitude faible (<4 sur l’échelle de Richter)
- Turquie, plus à l’est : magnitude plus élevée à cause du mouvement de rotation :
point de rotation : Gibraltar
∟ vitesse angulaire constante
∟ vitesse linéaire qui augmente quand on va vers l’est, donc séismes plus violents en
Turquie, où une faille encaisse le mouvement (séisme meurtrier : Izmit)
2) Mesures de déplacements actuels
- déplacements de quelques mm/an (1-2 verticalement, jusqu’à 10-20 horizontalement)
- présence de failles inverses très plates : zones de frottement très étendues  les 2 plaques se
freinent, en plus elles ont même densité
- gain d’altitude par en dessous, perte par au dessus (érosion)
- si mouvement rapide : l’érosion n’use pas tout ce qui se crée, la montagne « grimpe » (Himalaya)
- si collision arrêtée : aplatissement avec l’érosion, plus de granite à l’affleurement (Bretagne)
Dans les Alpes occidentales, on trouve des témoins d’une histoire océanique et de l’orogenèse
(formation des montagnes) : blocs basculés témoins d’un rifting, ophiolites témoignant de l’accrétion
océanique, roches du plancher océanique métamorphisées témoins de la subduction de la plaque
européenne sous la plaque adriatique, failles inverses, plis et nappes de charriage qui témoignent de
contraintes compressives, ce qui entraîne un raccourcissement et un épaississement de la lithosphère.