Référentiel

LA CONVERGENCE
LITHOSPHERIQUE ET SES EFFETS
Un sujet de bac complet avec un exercice de géologie :
http://www.ac-nancy-metz.fr/enseign/svt/eleve/bac/TS2004.htm
un exemple d’un sujet oral (et pourquoi pas un exercice à 3 points !) :
http://www4.ac-
lille.fr/~svt/sujets_oraux/sujets_04/tso_con_pdf/tso_con_01.pdf
de judicieux schémas :
http://webpublic.ac-
dijon.fr/pedago/svt/schemassvt/rubrique.php3?id_rubrique=46

Un référentiel
Chapitre 1 – Convergence et subduction
La chaleur interne de la Terre se dissipe grâce à des courants de convection
mantelliques à l'origine du mouvement des plaques lithosphériques. Au niveau
des dorsales océaniques, les mouvements ascendants de matière dans
l’asthénosphère entraînent une création permanente de lithosphère océanique et
une divergence des plaques. La lithosphère océanique âgée disparaît au sein du
manteau au niveau des zones de convergence par un phénomène de subduction,
qui compense la création qui se fait par accrétion au niveau des dorsales. On se
propose d'étudier les caractéristiques des zones de convergence, les mécanismes
de la subduction, ainsi que le magmatisme et le métamorphisme qui sont
associés à ces zones.
I. Les caractéristiques des zones de subduction
La convergence se traduit par la disparition de lithosphère* océanique dans le
manteau ou subduction*. Les marges continentales* de ces zones, appelées
marges actives*, sont marquées par un certain nombre de caractéristiques qui
les distinguent des marges continentales passives* étudiées en 1°S.
La lithosphère océanique s'enfonce soit sous un autre continent (zone de
subduction bordant la côte ouest de l'Amérique du Sud) soit sous un autre
plancher océanique ( zone de subduction des Mariannes ou des Tonga -
Kermadec).
A – La présence de reliefs particuliers
La morphologie des zones de subduction est marquée par la juxtaposition de
reliefs négatifs et de reliefs positifs.
 Reliefs négatifs : au niveau des zones de convergence et à l'approche d'une
marge active, le fond océanique dont la profondeur moyenne est de - 4.000 m,
s'abaisse nettement et dessine une fosse océanique* étroite et profonde pouvant
dépasser - 10.000 m.
 Reliefs positifs : en surface, la fosse est bordée par une chaîne volcanique
qui se présente soit comme un relief de montagnes marquant le rebord d'un
continent (ex. : la cordillère des Andes) soit comme une suite d'îles volcaniques
disposées en arcs (ex. : l'arc des Antilles ou celui du Japon). On observe parfois
à l'arrière de l'arc insulaire*, un autre relief négatif qualifié de bassin
d’arrière-arc* (ex. : la mer du Japon).

B – Une importante activité magmatique
Cette activité magmatique se traduit en surface par un volcanisme de type
explosif (ex : la ceinture de feu du Pacifique). Les édifices volcaniques sont
alignés parallèlement à la marge et leurs éruptions se caractérisent par leur
violence (due à la viscosité du magma et à sa richesse en gaz). Les roches issues
de ce volcanisme sont des roches magmatiques volcaniques* caractéristiques
des zones de subduction dont le type est l'andésite*. On rencontre également
des rhyolites*, roches volcaniques plus riches en silice.
En profondeur, cette activité magmatique se traduit par la mise en place de
plutons* de granitoïdes* issus d'un refroidissement lent. Ce sont des roches
magmatiques plutoniques* ou intrusives dont le type est la granodiorite*.
Les arcs magmatiques* portés par la croûte océanique ou continentale de la
plaque chevauchante présentent donc la coexistence de roches plutoniques et
volcaniques.
C – Une forte activité sismique
Au niveau des zones de subduction, l'activité sismique est intense et située
principalement sous la plaque chevauchante. La profondeur des foyers
sismiques* augmente lorsque l'on s'éloigne de la fosse océanique en direction de
l'arc magmatique. Les foyers sismiques sont répartis sur un plan incliné appelé
plan de Bénioff. Depuis le fond de la fosse, ce plan plonge sous le continent ou
sous l'arc insulaire avec une inclinaison variable suivant les marges : plus la
lithosphère océanique subduite est âgée, plus le pendage est important. La
distribution des séismes révèle donc le plongement de la lithosphère océanique
rigide dans le manteau qui est plus chaud et plus ductile*.
D – Une répartition particulière des flux de chaleur
Le flux de chaleur d'origine interne, relativement constant à la surface du globe,
présente au niveau des zones de subduction des marges actives une double
anomalie :
 entre la fosse et l'arc magmatique, le flux de chaleur est anormalement
faible : il s'agit d'une anomalie négative qui est à mettre en relation avec le
plongement de la lithosphère océanique. En effet, celle-ci reste froide car la
vitesse à laquelle elle s'enfonce est trop importante pour qu'elle puisse atteindre
l'équilibre thermique avec le manteau environnant plus chaud.
 au niveau de la cordillère ou de l'arc insulaire, le flux de chaleur est
anormalement élevé : il s'agit d'une anomalie positive qui est à mettre en

relation avec la présence d'une activité magmatique. En effet, ce flux élevé
reflète l'ascension et l'accumulation des magmas à la base de la croûte de la
plaque chevauchante.
E – Des déformations lithosphériques importantes
La lithosphère de la plaque chevauchante est intensément déformée : plis*,
failles inverses*, chevauchements* dessinent des structures dont les axes sont
plus ou moins parallèles à la fosse.
Dans certaines zones de subduction où le plongement de la plaque subduite est
peu accentué (Pérou, Antilles, Japon), on peut trouver au niveau de la fosse un
prisme d'accrétion* sédimentaire plus ou moins développé. Les sédiments
océaniques, bloqués par la plaque chevauchante et décollés du substratum de la
plaque subduite, s’empilent en une série d’écailles plissées intensément,
séparées par des failles inverses.
Toutes ces structures témoignent de contraintes tectoniques compressives dues
à la convergence, qui ont entraîné un raccourcissement et un épaississement de
la lithosphère de la plaque chevauchante et des sédiments du prisme d’accrétion.
II. Le moteur de la subduction
A – Les mécanismes à l’origine de la subduction
La disparition de la lithosphère océanique est la conséquence d'une modification
de ses propriétés au fur et à mesure de son éloignement de son lieu de formation,
l'axe de la dorsale. Au niveau de la dorsale océanique, la lithosphère océanique
est mince et chaude. La limite lithosphère - asthénosphère, qui est une limite
thermique située au niveau de l'isotherme 1.300 °C, est alors peu profonde. La
densité d'une lithosphère océanique jeune est inférieure à celle de
l'asthénosphère : la lithosphère océanique peut donc " flotter " sur
l'asthénosphère. Au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, la
lithosphère océanique se refroidit et l'isotherme 1.300 °C devient plus profond :
la croûte océanique restant d'épaisseur constante, c'est le manteau lithosphérique
qui s'épaissit aux dépens de l'asthénosphère. Ce refroidissement entraîne une
augmentation de la densité de la lithosphère jusqu'à une valeur où celle-ci
dépasse la densité de l'asthénosphère : la lithosphère océanique s’enfonce alors
dans le manteau sous-jacent. Cependant, ce phénomène peut être retardé très
longtemps par la cohésion de la lithosphère et la résistance exercée par
l’asthénosphère. Mais le plongement de la plaque océanique âgée, dense et
rigide est lié aussi à une poussée latérale exercée au niveau des zones de
divergence. C’est à la faveur d’une rupture à la limite de la lithosphère

continentale, plus légère, que la lithosphère océanique amorcera une subduction,
qui sera amplifiée par la traction exercée par cette plongée.
B – Le devenir de la plaque lithosphérique subduite
En s'enfonçant dans l'asthénosphère plus chaude et donc plus déformable, la
lithosphère océanique se réchauffe. Toutefois l'extrême lenteur de cet
échauffement par conduction fait que la plaque plongeante reste anormalement
froide et donc rigide jusqu'à des profondeurs importantes. Pour cette raison, les
foyers sismiques sont présents jusqu'à des profondeurs atteignant 700 km et
localisés uniquement au niveau de la lithosphère océanique subduite rigide.
III. L’origine du magmatisme des zones de subduction
A – Le métamorphisme* de la plaque subduite
Au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, la lithosphère océanique
s'hydrate par un phénomène appelé métamorphisme hydrothermal*. Cette
transformation à l'état solide entraîne l'apparition de nouveaux minéraux
hydratés aux dépens des pyroxènes et des plagioclases : une amphibole, la
hornblende (faciès des amphibolites*, de moyennes températures et basses
pressions) ; puis des minéraux verts, la chlorite* et l’actinote*, caractéristiques
du faciès des schistes verts* (basses températures et basses pressions). Les
gabbros* et basaltes* ainsi métamorphisés sont appelés respectivement
métagabbros* et métabasaltes*.
C'est donc une lithosphère océanique hydratée qui s'enfonce au niveau des
zones de subduction. Gabbros et basaltes, entraînés vers de nouvelles conditions
de pression et de température, subissent un nouveau métamorphisme dit de
hautes pressions (car la profondeur augmente) et basses températures (car la
lithosphère océanique reste " froide " en raison de la faible conductivité
thermique des roches). Dans ces nouvelles conditions, les minéraux hydratés
deviennent instables et se transforment ou interagissent entre eux pour donner de
nouveaux minéraux plus stables : glaucophane* et jadéite* (faciès des schistes
bleus*, de moyennes pressions et basses températures), puis grenat* et jadéite
(faciès des éclogites*, de hautes pressions et basses températures) . Au cours de
ces transformations on assiste à une déshydratation de la lithosphère océanique
subduite. Les minéraux du métamorphisme permettent ainsi de retracer l'histoire
d'une roche entraînée en profondeur, car chaque minéral est caractéristique d'un
domaine de pression - température déterminé. Cette évolution au cours du temps
peut être visualisée sur un diagramme Pression – Température - temps
(diagramme PTt).
B – La fusion partielle des péridotites de la plaque chevauchante