7ème partie : La convergence lithosphérique et ses effets

7ème partie : La convergence
lithosphérique et ses effets
1ème chapitre : Convergence et
subduction
Les mécanismes d’accrétion au niveau des dorsales entraînent une expansion des
fonds océaniques qui en s’éloignent de la dorsale.
Les forages révèlent que les fonds océaniques n’ont jamais plus de 180milliards
d’années. Il faut donc admettre que la lithosphère océanique disparaît et
retourne au manteau. Cette disparition se réalise au niveau de zones de
convergences dites zones de subductions.
Subduction : Disparition de croûte océanique dans le manteau, elle peut affecter
deux plaques de croûtes océaniques (zone du Japon ou zone de Marianne) et de
croûtes continentales (la côte Ouest de l’Amérique du sud).
1. Les caractéristiques d’une zone de subduction
Les marges continentales des zones de subductions sont appelées marges
actives, elles sont marquées par des caractéristiques communes et spécifiques
qui les distinguent des marges passives.
1.1 Les reliefs
a) Reliefs négatifs
A l’approche de la marge, le fond océanique dessine une fosse océanique étroite.
Il passe de -4000 à -8000m.
b) Reliefs positifs
Sur le continent, la fosse est bordée par une chaîne volcanique qui forme soit une
montagne comme la Cordillière des Andes, soit une suite d’îles volcaniques
formant un arc volcanique comme les Antilles et le Japon. On observe parfois à
l’arrière de l’arc volcanique un autre relief volcanique appellé bassin d’arc arrière.
1.2 Une activité magmatique
a) Volcanisme de type explosif
Exemple : Les volcans du Japon
Les volcans sont alignés parallèlement à la marge. La violence des éruptions est
due à la viscosité du magma.
b) Mise en place du pluton granitoïde issu d’un refroidissement lent.
1.3 Activité sismique importante
Elle est intense et tous les foyers se situent sous la plaque chevauchante. La
profondeur des foyers augmente quand on s’éloigne de la fosse océanique. Les
foyers sont répartis sur un zone inclinée peu épaisse appelée plan de Benioff.
1.4 Répartition particulière des flux de chaleur
Le flux de chaleur interne relativement constant présente une double anomalie
au niveau des zones de subductions.
a) Anomalie négative
Le flux de chaleur est anormalement faible entre la fosse et la plaque
continentale ou l’arc magmatique. Il traduit la présence de la plaque plongeante
froide qui s’enfonce trop vite pour atteindre l’équilibre thermique avec le
manteau plus chaud environnant d’où l’anomalie négative thermique.
b) Anomalie négative
Le flux de chaleur est anormalement élevé au niveau de la chaîne de montagne et
de l’arc insulaire. Elle est à mettre en relation avec l’activité magmatique, elle
révèle l’ascension et l’accumulation de magma à la base de la croûte de la plaque
chevauchante.
1.5 Les déformations de la lithosphère
a) De la lithosphère de la croûte continentale
 Plis
 Failles inverses
 Chevauchements
Ils forment des structures dont les axes sont plus ou moins parallèles à la fosse.
c) De la lithosphère de la plaque subduite.
Quand le plongement de la plaque est peu accentué les sédiments océaniques sont
bloqués par la plaque chevauchante, ils décollent et s’empilent en formant des
écailles lissées, séparées par des failles inverses. L’ensemble forme un prisme
d’accrétion.
Toutes ces déformations témoignent des contraintes tectoniques de compression
dues à la convergence qui entraîne un raccourcissement et un épaississement de
la plaque chevauchante.
2. Les moteurs de la subduction
 L’épaisseur de la lithosphère océanique augmente aux dépens de
l’Asthénosphère
 En se refroidissant la croûte océanique se contracte, il y a une
augmentation de sa densité. Plus la plaque est âgée plus elle est épaisse et
plus elle est dense. Avec le temps la densité de la lithosphère devient
supérieure à celle de l’asthénosphère sous jacente. La lithosphère
océanique aura tendance à s’enfoncer, on calcule qu’à partir de 30 millions
d’années ce mouvement de subduction naturelle commence.
 Dans certains cas les mouvements tectoniques désolidarisent la plaque de
lithosphère océanique, ce qui accentue le mouvement de subduction on
parle de subduction forcée.
Le principal moteur de la subduction est l’augmentation de la densité de la
lithosphère océanique vieillissante. La subduction constitue le moteur essentiel
d’une cellule de convection.
3. Le magmatisme au niveau des zones de subduction
3.1 Les roches
Les chaînes de montagnes et les arcs insulaires sont caractérisés par des
andésites et rhyolites qui sont des roches volcaniques, et des granodiorites et
diorites qui sont des roches plutoniques.
3.2 La genèse des magmas
La genèse des magmas se fait sous l’arc volcanique à environ une profondeur de
100 Km. La formation du magma se fait à partir des péridotites de la plaque
chevauchante. L’eau perdue par la plaque subduite va hydrater les péridotites et
abaisser leur température de fusion partielle (1000°C). En remontant le magma
permet la fusion partielle des roches de la croûte continentale et il s’enrichit en
silice. Le magma qui arrive en surface donne les andésites et les rhyolites. Le
magma qui se solidifie en profondeur donne les granodiorites et les diorites.
Le magmatisme au niveau des zones de subduction est à l’origine de la croûte
continentale.
3.3 Le métamorphisme des zones de subduction (cf TP22 + correction)
Au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale la lithosphère océanique
s’hydrate et se refroidit. Ces modifications entraînent la formation de nouveaux
minéraux hydratés aux dépens des pyroxènes et des plagioclases.
Par ordre d’apparition :
 Amphibolique (hornblende) caractéristique de basse pression et moyenne
température
 Chlorite et actinote, caractéristiques de basse pression et basse
température
Les basaltes sont transformés en métabasaltes.
Les gabbros sont transformés en métagabbros.
Les péridotites sont transformées en serpentines.
C’est donc une lithosphère hydratée qui s’enfonce. Au fur et à mesure de
l’enfoncement, les roches de la plaque subduite sont soumises à des pressions
beaucoup plus élevées alors que les températures restent basses.
Elles subissent un nouveau métamorphisme dit de haute pression et basse
température, qui entraîne la formation de nouveaux minéraux et la libération
d’eau tels que :
 La glaucophane caractéristique des schistes bleus (zone de moyenne
pression et basse température).
 Le grenat et la jadéite caractéristiques des éclogites (zone de haute
pression et basse température).
Conclusion du chapitre :
L’ensemble des événements étudiés a une cinétique très lente, il faut environ 50
à 80 millions d’années pour que la plaque devienne suffisamment dense et 100 à
180 millions d’années pour qu’elle s’enfonce sous le manteau.
Les transformations chimiques du métamorphisme sont toutes aussi lentes et
nécessitent des millions d’années.