Subduction

Subduction – Collision
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Fred Blain
I. Convergence et subduction de la lithosphère océanique
Zone de convergence : Affrontement de deux plaques
Deux types de subduction possible :
 Marge active (frontière entre continent et océan : lithosphère océanique passe sous
lithosphère continentale) :
(voir schéma)
 Arc insulaire actif (frontière de plaques océaniques : lithosphère océanique passe sous
lithosphère océanique) :
(voir schéma)
Critères des zones de subduction :
 Caractéristiques tectoniques :
- Activité sismique importante dû au frottement des plaques (séisme superficiel : inférieur
à 100km de profondeur et entre la fosse et les volcans ; séisme très profond : entre 100
et 700km de profondeur et au delà des volcans).
- Volcanisme actif et explosif
 Caractéristiques morphologiques :
- Fosse (point d’inflexion de la plaque plongeante, sa profondeur dépend de l’angle du
plan de Wadati-Benioff)
- Cordillère (si marge active) ou arc insulaire actif
- Prisme sédimentaire (sédiments déposés puis raclés au fond de l’océan) (sauf si l’angle
du plan de Wadati-Benioff est supérieur à 80°)
Origine des mouvements de convection :
 Formation de la lithosphère océanique (chaude et légère) au niveau de la dorsale
 Augmentation de sa densité due à l’accumulation des sédiments et à son épaississement au
profit de l’asthénosphère
 Lithosphère océanique plus dense que l’asthénosphère, va plonger lorsqu’elle va rencontrer
un obstacle, selon le plan de Wadati-Benioff (plan oblique entre 10 et 80° : selon l’âge de la
plaque)
Remarque : Pas de croûte continentale supérieure à 180 millions d’années  disparition de la
lithosphère océanique.
Roches liées à la zone de subduction :
Origine des roches magmatiques : Fusion partielle des péridotites (1 000°C) de la plaque
chevauchante du manteau lithosphérique (100km) due à l’eau de mer de la plaque plongeante
(lithosphère océanique)
Basalte (en pilo) : roche magmatique – volcanique – structure microlitique (pâte de verre, microlites
de feldspath, pyroxène, olivine)

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Péridotite : roche magmatique – plutonique – structure grenue (olivine)
Métamorphisme : Transformation minéralogique et structurale d’une roche à l’état solide
par changement de température et/ou de pression
Gabbro :
 roche magmatique – plutonique – structure grenue
 feldspath, pyroxène
 croûte océanique
+ H2O
↘T°
Métagabbro : Schiste vert
 roche métamorphique
 feldspath, pyroxène, chlorite,
amphiboles (hornblende, actinote)
 lors de l’expansion océanique
↗↗↗P
↗T°
Métagabbro : Schiste bleu
 roche métamorphique
 lors de la plongée de la lithosphère océanique
- H2O
↗↗↗P
Faible ↗T°
Eclogite :
 roche métamorphique
 lors de la plongée de la lithosphère océanique

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Remarque : L’eau (sous forme de vapeur d’eau) libérée par les roches métamorphiques va hydrater
les péridotites des la lithosphère de la plaque chevauchante  diminution du point de fusion 
fusion partielle des péridotites et formation d’une chambre magmatique
II. Convergence et collision continentale
Caractéristiques d’une compression :
- Plis
- Failles inverses
- Charriages
- Reliefs
- Racine crustale (épaississement de la croûte continentale)
- Raccourcissement horizontal
- Epaississement vertical
- Roches
Roches témoins d’une compression :
- Roches métamorphiques de haute pression : roches feuilletées (ex : ardoise, schiste)
- Roches témoins de l’océan : complexes ophiolitiques (basaltes, gabbros, serpentinites)
- Complexes ophiolitiques métamorphisés (schistes bleus, éclogites)
- Roches témoins d’une grande profondeur d’eau et de l’expansion océanique :
radiolarites (roches sédimentaires, siliceuses)
Ouverture et fermeture de l’océan :
(voir schéma)
Orogenèse : Formation d’une chaine de montagne