CH1 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE INTRODUCTION

CH1 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE
INTRODUCTION :
La lithosphère océanique se crée aux dorsales, limites divergentes des
plaques tectoniques, évolue en s’éloignant de la dorsale puis disparaît au
niveau des fosses marines.
Les failles normales localisées dans les dorsales attestent d’une extension.
Les marges océaniques passives contenant ces failles normales témoignent
de l’expansion de la lithosphère à partir de la dorsale.
Dans les zones convergentes, les limites de plaques sont très actives.
Quels indices témoignent d’une subduction ?
Quel mécanisme est à l’origine de la subduction ?
Quelle est la conséquence de la subduction sur l’activité interne de la
lithosphère ?
Comment la subduction est à l’origine de la collision de continents ?
Plan
I. LES MARQUEURS DE LA SUBDUCTION
A. Reliefs et déformations
B. Volcanisme
C. Séismes
D. Anomalies thermiques
II. MÉCANISME DE SUBDUCTION
A. La lithosphère s’alourdit
B. La lithosphère casse disparaît
C. Mécanisme thermique
III. ACTIVITÉ INTERNE DÉCLENCHÉE PAR LA SUBDUCTION
A. Nature de la croûte : Granite, Rhyolite, Diorite, Andésite
B. Formation et refroidissement des magmas
C. Origine de l’eau dans la plaque chevauchante: Hydratation ; Déshydratation
IV. LA COLLISION CONTINENTALE
A. Traces d’ouverture de l’océan Alpin : rift ; océan ; lithosphère océanique
B. Traces de fermeture de l’océan alpin : Schistes bleus, éclogites, répartition
C. Traces de collision continentale : en surface, en profondeur, évolution tardive
CONCLUSION

I LES MARQUEURS DE LA SUBDUCTION
La subduction est l’enfoncement et la disparition d’une plaque lithosphérique
sous une autre plaque.
Quels indices révèlent l’existence d’une subduction ?
A. RELIEFS ET DÉFORMATIONS CARACTÉRISTIQUES
1. Reliefs négatifs
•Fosses (Japon, Tonga) : témoin d’enfoncement de la plaque
•Bassin arrière-arc (mer du Japon) : témoin d’amincissement de la
lithosphère près d’un arc volcanique.
2. Reliefs positifs
•Cordillère (Andes) : témoin de compression de deux plaques
•arc volcanique (Japon Antilles) : témoin d’activité magmatique
3. Déformations des sédiments
Les sédiments de la marge océanique sont plissés et cassés par des failles
inverses : ils forment un prisme d’accrétion : témoin du passage de la
plaque océanique sous la plaque chevauchante (effet rabot).
B. VOLCANISME PARTICULIER
Les volcans de type explosif s’alignent parallèlement au bord de l’océan :
témoins d’activité interne et de modification des conditions géophysiques.
C. SÉISMES CARACTÉRISTIQUES D’UN ENFONCEMENT
Des séismes compressifs, alignés parallèlement au bord de l’océan et
répartis en profondeur suivant un plan dit de Bénioff : témoin de l’existence
d’une lithosphère rigide à grande profondeur (100km / 700 km ; profondeur
supérieure à l’épaisseur de la lithosphère (10km/80km)
D. LES ANOMALIES THERMIQUES CONFIRMENT LA SUBDUCTION
1) Fosse : Anomalie - : témoin de l’existence d’une plaque froide profonde
2) Arcs et cordillères : Anomalie + : témoin de remontée de magma
3) Bassins arrière-arc : Anomalie + : témoin de remontée d’asthénosphère
BILAN : Les zones de subduction sont marquées par des reliefs positifs
et négatifs, des séismes explosifs alignées suivant le plan de Bénioff,
des anomalies thermiques négatives et positives et du magmatisme.
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II MÉCANISME DE SUBDUCTION
Quel mécanisme est à l’origine de l’enfoncement de la lithosphère
océanique sous une autre plaque lithosphérique ?
A. LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE S’ALOURDIT
Lors de l’expansion, le refroidissement de la lithosphère provoque :
•son épaississement : la partie supérieure du manteau asthénosphérique
se refroidit aussi et adhère au manteau lithosphérique
•son augmentation de densité jusqu’à dépasser celle de l’asthénosphère
Densité du manteau lithosphérique près de dorsale = 3.24
Densité du manteau lithosphérique loin de dorsale = 3.3
Densité de l’asthénosphère = 3.25
B. LA LITHOSPHÈRE CASSE ET DISPARAÎT
Refroidie, elle devient rigide et cassante à partir de 30 MA, mais elle peut
résister à la cassure jusqu’à 150/180 MA.
A l’occasion de fissures dues aux mouvements de la plaque, la partie la plus
dense s’enfonce dans l’asthénosphère.
A 700 Km, la plaque lithosphérique entre en fusion et disparaît en se mêlant
au manteau. (parfois, elle descend à 3.000Km)
C. MÉCANISME THERMIQUE
La subduction, enfoncement et disparition de la lithosphère océanique sous
une autre lithosphère (océanique / Guadeloupe ou continentale Chili), résulte
de la traction de plaque plongeante sous l’effet du refroidissement, et
secondairement des mouvements horizontaux de convection mantellique.
BILAN : l’enfoncement de la lithosphère résulte de son augmentation
d’épaisseur et de densité, conséquence de son refroidissement.
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III ACTIVITÉ MAMGATIQUE DÉCLENCHÉE PAR LA SUBDUCTION
Les reliefs sont constitués d’arcs volcaniques et de cordillères ayant un
magmatisme très actifs. D’où provient le magma puisque la lithosphère
subduite est froide ? Comment peut-il se former ?
A. NATURE DE LA CROÛTE AUX ZONES DE SUBDUCTION
•Type de roche magmatique :
Roche plutonique de structure cristalline, car refroidie en profondeur.
Granite = beaucoup de Q et F (PL+OR), peu de Mica et Amphibole
Diorite ≈ granite mais plus forte proportion d’Amphibole
Roche volcanique de structure hémicristalline, car refroidie en surface
Rhyolite = même minéraux que le granite, englobés dans du verre.
Andésite = mêmes minéraux que la diorite, englobés dans du verre.
•Composition chimique
Leur grande proportion de quartz et de feldspath signifie qu’elles sont
riches en silice (andésite et diorite) ou très riche en silice (granite et
rhyolite), contrairement au gabbro et au basalte
La silice visqueuse rend explosive l’éruption volcanique,
caractéristique des volcans des zones de subduction.
Leur composition chimique diffère aussi par la présence d’eau
(amphibole et mica) et la faible quantité de ferro-magnésiens.

B. FORMATION ET REFROIDISSEMENT DES MAGMAS
1) Fusion dans les zones de subduction
Position géographique de la fusion : Les roches volcaniques ou
plutoniques viennent des profondeurs, dérivent d’un magma : ce magma de
faible densité remonte à la verticale : la zone de fusion se situe donc à
l’aplomb des volcans et des montagnes.
Conditions géophysiques de la fusion : le géotherme de subduction est
toujours inférieur au solidus de la péridotite sèche : elle ne peut pas fondre.
Mais le solidus de la péridotite hydratée recoupe le géotherme de
subduction vers 100 km/1000°C. elle entre en fusion partielle. La présence
de micas et d’amphiboles indique que le magma contient de l’eau.
Lieu de fusion : Seule, la lithosphère chevauchante peut entrer en fusion :
•Température supérieure à 1000°C à l’aplomb des volcans et montagnes
•Hydratation possible apportée par la lithosphère plongeante
Résultat de la fusion : La fusion partielle de la péridotite asthénosphérique
hydratée fournit un magma andésitique, riche en eau et en silice.
2) Cristallisation lors de la remontée dans la plaque chevauchante
Le magma chaud, moins dense, remonte en surface soit rapidement par des
failles, soit lentement par diapirs volumineux.
Dans une lithosphère océanique
•La remontée rapide aboutit à la formation d’andésite hémicristalline.
•Si le magma andésitique est bloqué en profondeur, le refroidissement lent
aboutit à la formation de diorite cristalline.
Dans une lithosphère continentale : Le magma andésitique traverse une
croûte continentale épaisse qui le refroidit et le contamine
•Ce magma refroidit plus longtemps et devient très siliceux et se transforme
en magma granitique cristallin.
•La croûte continentale, déjà siliceuse, enrichit le magma en silice.
•La fraction encore liquide de ce magma peut remonter en surface et former
de la rhyolite hémicristalline.
•La cristallisation profonde aboutit à la formation des plutons de granite
cristallins