la convergence lithospherique : la subduction

Thème : La convergence lithosphérique et ses effets
CHAP 9 : CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SUBDUCTION
Problématique : Que se passe-t-il en cas de convergence de 2 lithosphères ?
La convergence lithosphérique se caractérise par :
- le rapprochement de repères fixés aux plaques,
- une destruction de surface lithosphérique,
- la formation de reliefs.
Au niveau des dorsales de la lithosphère océanique est créée (c’est ce qu'on appelle l'accrétion océanique), or la surface
du globe reste toujours la même ce qui sous-entend qu'à d'autres endroits de la lithosphère disparaît : c'est ce qu'on
appelle la subduction.
Problématique : quelles sont les caractéristiques de ces zones de subduction ?
I/ LES MARQUEURS DES ZONES DE SUBDUCTION
A/ Une zone aux reliefs particuliers
Les zones de subduction présentent des reliefs très particuliers : on retrouve 2 anomalies du relief très rapprochées :
une anomalie positive et une anomalie négative.
L’anomalie négative se présente sous la forme d’une fosse océanique : on passe rapidement de -5000 à -10 000m de
profondeur.
Au-delà de cette fosse on trouve une anomalie positive qui peut être :
- soit une chaîne de montagnes, appelée cordillère dans le cas d’un contact entre lithosphère océanique et
lithosphère continentale
- soit un arc insulaire dans le cas ou les 2 plaques sont de natures océaniques.
Quelque fois on peut trouver un bassin d’arrière-arc (relief négatif) derrière le relief positif (au Japon par exemple).
B/ Une déformation lithosphérique importante
La lithosphère est déformée au sein de ces zones : on trouve des structures plissées et des failles inverses qui
témoignent d’une convergence.
On trouve également parfois un prisme d’accrétion (par exemple a la Barbade) c’est à dire ensemble de couches
sédimentaires empilées les unes sur les autres. Les sédiments reposant sur le plancher océanique sont entraînés par la
lithosphère plongeante mais comme ils sont peu denses, ils ont tendance à ne pas plonger dans le manteau mais à
s'accumuler contre la plaque chevauchante. On retrouve au niveau de ce prisme des déformations (plis et failles
inverses) caractéristique d’une convergence et d’un raccourcissement.
C/ Une activité sismique et magmatique importante
On trouve une activité magmatique et sismique importante au niveau de la zone de subduction. Les volcans et les
séismes suivent de près le tracé de la fosse. Cette disposition linéaire des volcans se nomment arc magmatique. C’est le
lieu de la mise en place de roches plutoniques et volcaniques.
L’activité sismique et volcanique des zones de subduction est intense et régulière (d’où le terme marge active).
D/ Des anomalies thermiques
Au niveau des zones de subduction on assiste à une répartition très particulière du flux de chaleur émis par la Terre :
flux faible au niveau de la fosse (anomalie thermique négative) et flux élevé associé à l’arc magmatique (anomalie
thermique positive). Ces anomalies sont dues respectivement à l'enfoncement de la plaque lithosphérique froide et à
une remontée de magma très chaud.
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Problématique : Comment expliquer la répartition des séismes dans une zone de subduction ?
II/ LES MECANISMES DE LA SUBDUCTION
A/ Plongement d’une plaque sous une autre
On constate que plus on se déplace vers l'intérieur de la plaque chevauchante, plus les foyers sismiques sont profonds.
Ils varient d'une profondeur de 20 a 700km de profondeur. Ces foyers sismiques se repartissent selon un plan précis
nommé plan de Wadati-Bénioff.
Ce plan matérialise exactement la plongée de la plaque subduite : la lithosphère océanique. Les séismes observés sont
dus à l'enfoncement d'une lithosphère océanique dense et rigide dans un manteau supérieur beaucoup plus chaud et
ductile.
Le plan de Bénioff dessine un certain angle avec la surface qui peut varier entre 15° et 90°. Ceci dépend en fait de la
densité de la plaque plongeante (plus elle est dense plus l'ange sera important).
Problématique : Pourquoi la lithosphère océanique plonge-t-elle dans l’asthénosphère ?
B/ Un moteur de la subduction
En se refroidissant, la lithosphère océanique s’épaissit. En s’éloignant de l’axe de la dorsale océanique, la lithosphère se
refroidit, s’épaissit et sa densité augmente. Lorsque la densité de cette lithosphère dépasse celle de l’asthénosphère,
celle ci peut entrer en subduction. Cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction.
Figure 1 : Lors de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit (sa limite inférieure dépend de la
température). La densité moyenne de la lithosphère océanique augmente jusqu'à dépasser la densité de l’asthénosphère sous jacent.
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Problématique : D’où proviennent les roches magmatiques des zones de subduction ?
III/ ACTIVITE MAGMATIQUE DES ZONES DE SUBDUCTION
On trouve dans les zones de subduction plusieurs types de roches magmatiques :
- des roches volcaniques (andésite ou rhyolite) à structure microlithique (cristallisation en surface)
- des roches plutonique (diorite ou granite = granitoïdes) à structure grenue (cristallisation lente).
Ces roches sont de compositions proches et ont pour origine un même magma qui ne provient pas de la fusion de la
plaque plongeante mais de la fusion de péridotite du manteau de la plaque chevauchante.
La température et la pression à la profondeur de formation des magmas (100 km environ) sont insuffisante pour faire
fondre des péridotites sèches, mais suffisante pour des péridotites hydratées : l’hydratation d’une partie du manteau
permet donc cette fusion et la formation de magma.
Figure 2a : Diagramme de phase de la péridotite sèche et hydratée.
Les granitoïdes sont les principaux constituants de la croûte continentale : les zones de subduction participent donc à la
mise en place de cette croûte.
Figure 2b : La composition minéralogique des roches magmatiques dépend de la richesse initiale du magma en silice.
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Problématique : D’où provient l’eau nécessaire à la fusion partielle des péridotites du manteau ?
IV/ ACTIVITE METAMORPHIQUE DES ZONES DE SUBDUCTION
La plaque lithosphère océanique qui va subir la subduction se refroidit durant son éloignement de la dorsale. Des
transformations chimiques ont lieu : la température diminue et la plaque est hydraté ce qui aboutit à la formation de
nouveaux minéraux. Les gabbros deviennent des métagabbros à chlorite et actinote (schistes verts) par métamorphisme
hydrothermal. C'est donc une lithosphère océanique hydratée et métamophisée qui entre en subduction.
Au cours de son enfouissement par subduction, les roches de la plaque plongeante subissent des transformations liées à
des hausses de pression et de température : on parle de métamorphisme de haute pression et basse température
(métamorphisme HP-BT). Dans des nouvelles conditions de pression et de température, les minéraux sont déstabilisés
et se réorganisent en édifiant de nouveaux minéraux. La composition chimique des roches elle ne varie pas et des
minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent.
Avec l’augmentation de la pression, on va aboutir à la formation de métagabbro glaucophane et jadéite (schistes bleus).
Puis à plus grande profondeur on trouvera des éclogites (méta-gabbro à grenat et jadéite). Ces transformations
s’accompagnent d’une déshydratation de la plaque lithosphérique. Cette libération d’eau qui permettra la fusion des
péridotites du manteau de la plaque chevauchante.
Ces transformations, qui se réalisent en phase solide, ont une cinétique très lente (plusieurs Ma).
Figure 3 : Trajet d'un gabbro dans un digramme pression/température. Le gabbro est mise en place au niveau de la dorsale. Lors de son
refroidissement, il se métamorphose au contact de l’eau de mer en schistes verts (2). L’entrée en subduction entraine une forte hausse de
pression et une faible hausse de température : le métagabbro se transforme en schistes bleus(3) puis en éclogite (4)
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