LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE ET SES EFFETS.

Thème 1A : Le domaine continental et sa dynamique
Chapitre 2 : LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE ET SES EFFETS.
1- La croûte océanique disparaît au niveau des zones de subduction
Au voisinage des fosses
océaniques, on observe une
forte activité sismique. La
profondeur des foyers
sismiques augmente avec la
distance à la fosse
océanique. Ces foyers sont
répartis selon un plan incliné
: le plan de Wadati-Bénioff.
Au voisinage des fosses océaniques,
la tomographie sismique permet de
mettre en évidence la plongée d'un
matériel froid en profondeur
Cette plongée de matériaux froids et
cassants soumis à de fortes
contraintes expliquent les séismes
observés le long du plan de Wadati-
Benioff
Ces observations
permettent de
déterminer que la
lithosphère océanique
froide et rigide s’enfonce
dans l’asthénosphère
ductile au niveau des
zones de subduction.
La fosse océanique
résulte de l'inflexion de
la lithosphère océanique
qui plonge dans
l'asthénosphère sous
une lithosphère sus-
jacente (océanique ou
continentale). C'est une
subduction

2- Le déclenchement de la subduction
6 doc. 1a p. 154 (La différence entre le profil topographique de la dorsale atlantique et la dorsale
pacifique est liée à la différence de vitesse d'ouverture)
Lorsqu'on s'éloigne de l'axe de la dorsale Atlantique ou Pacifique, c’est-à-dire lorsque la
lithosphère océanique vieillit, la profondeur des océans augmente. Il y a subsidence du plancher
océanique ce qui montre que la densité de la lithosphère augmente.
7 doc. 1b p. 154
le flux géothermique est élevé au niveau des dorsales et diminue lorsqu'on s'en éloigne. Cette
baisse du flux géothermique varie selon les dorsales et peut être mis en lien avec la subsidence
du plancher océanique.
Cette baisse du flux géothermique s'accompagne d'un approfondissement de l’ensemble des
isothermes ce qui traduit un refroidissement de la lithosphère océanique au cours du temps.
La limite lithosphère / asthénosphère correspond à l'isotherme 1300°C. Par conséquent, le
vieillissement et le refroidissement de la lithosphère océanique au cours du temps entraînent un
épaississement de cette lithosphère et la subsidence occasionnée est d’origine thermique
(principe d'isostasie – modèle de Pratt)
9 doc 2a p. 155
Vitesse de la dorsale de l'atlantique
nord : 3cm.an-1
la dorsale médio-atlantique est à
2500 km du domaine continental. La
lithosphère océanique aurait du
plonger il y a 40 Ma car sa densité
était déjà supérieure à celle de
l’asthénosphère. Elle ne plonge pas
car elle est soutenue : par la
lithosphère plus jeune et donc moins
dense côté océan, côté continent par
la lithosphère continentale peu
dense.
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique s’hydrate et se refroidit. On observe
un abaissement de l’isotherme 1300°C, et la lithosphère s'épaissit au dépend du manteau.
Ceci entraîne une augmentation de sa densité globale au-delà d'un seuil d'équilibre. Quand
la densité de la lithosphère devient supérieure à celle de l'asthénosphère, cela explique
son plongement en profondeur.
Ainsi, l'âge de la lithosphère océanique n'excède donc pas 200 Ma.
NB : l'action de l'eau entraîne un métamorphisme hydrothermal modifiant la minéralogie et
augmentant la densité de la lithosphère océanique

Doc. 1 et 2 p.156 : interpréter les documents pour montrer que la subduction est un moteur du
mouvement des plaques lithosphériques
12 doc. 1a p.156
Les plaques rapides : Pacifique, Nazca, Coco, Philippine (vitesse de déplacement supérieure à
5cm/an) ont aussi le plus grand pourcentage de frontière en subduction (plus de 20%) et
inversement pour les plaques lentes : nord américaine, eurasie (vitesse inférieure à 5 cm/an) qui
ont moins de 5% de leur frontière en subduction.
Il existe donc une relation entre la vitesse de déplacement d'une plaque et le pourcentage de
frontière en subduction de cette plaque
13 doc. 2 p.156
Les zones de subduction sont des zones de sismicité importante (comportement cassant de la
lithosphère). L'étude des mécanismes aux foyers met en évidence les différentes contraintes
s'exerçant au sein des plaques lithosphériques.
Sous l'arc volcanique, les séismes sont liés des contraintes exercées par la remontée des
magmas. Au contact entre les deux plaques lithosphériques, les séismes sont dus à des
mouvement en coulissement (cisaillement) ou en compression.
À l'intérieur même de la plaque plongeante, Les séismes sont dus à un mouvement
d'extension comme si la plaque était tractée en profondeur. La densité de la lithosphère
océanique (supérieure à celle de l'asthénosphère) entretient la subduction. C'est le poids
de la plaque plongeante qui exerce une force de traction sur l'ensemble de la lithosphère
océanique.
14 doc. 3 p.156
La tectonique des plaques est une conséquence du refroidissement de la planète. Les
mouvements de convection dans le manteau permettent une bonne évacuation de la chaleur par
mise en mouvement de la matière.
3- Volcanisme de subduction est un volcanisme explosif
Le volcanisme consiste en l’émission de laves, de gaz et de projections plus ou moins
importantes à la surface de la lithosphère, lesquelles témoignent de la remontée vers la surface
de magmas formés en profondeur.
Les dorsales océaniques et le volcanisme des points chauds correspondent à un volcanisme
effusif avec prédominance d’écoulement de laves.
Les dorsales sont le siège d’une production importante de magma basaltique de l’ordre de 20
km3 par an qui procure de nouveaux matériaux à la croûte océanique.
Doc 1 p. 172
Doc. 2 p. 173
Les zones de subduction caractérisent les marges actives des plaques tectoniques. Les
marges actives sont le siège d’une forte séismicité associée à un volcanisme de type
explosif (ex : Montagne Pelée, Pinatubo, Java, Antilles …).
C’est en particulier le cas du volcanisme de la « ceinture de feu » du Pacifique. Ces
volcans sont très étudiés car ce sont les plus dangereux.

Caractéristiques des volcans explosifs :
•magma (en profondeur) / lave (à la surface) très visqueuse et riche en gaz.
•explosions (difficulté des gaz à sortir – augmentation de pression)
•coulées pyroclastiques et des nuées ardentes : mélange de débris de taille variables,
de cendres et de gaz à haute température et se propageant à grande vitesse (jusqu'à
500 km/h)
•La phase paroxysmique est souvent suivi de la formation d'un dôme (lave qui ne
s'écoule pas) qui peut être détruit au cours d'un nouveau cycle explosif
La teneur en silice SiO2 des magmas est le plus fréquemment comprise entre 45% et 65%. Les
magmas à 45% sont dits pauvres en silice et les magmas à 65% sont dits riches en silice.
C’est cette teneur en silice qui détermine la viscosité du magma, c’est-à-dire la résistance
à l’écoulement : Plus un magma est riche en silice, plus il est visqueux et inversement.
4- subduction et accrétion continentale
TP le volcanisme explosif
La composition chimique et minéralogique des andésites et de la diorite sont identiques : Ces
deux roches sont issues du refroidissement d'un même magma
Andésite à l'oeil nu
Andésite au microscope polarisant
(lumière polarisée et analysée - X100)
Les andésites sont des roches volcaniques. Leur structure microlitique indique qu’elles sont
issues d’un magma qui a refroidit rapidement en surface à la suite d’une éruption.
Les minéraux (phénocristaux et microlithes) se sont formés au cours de la remontée, à l'intérieur
des chambres magmatiques. Ces minéraux se trouvent dans une pâte non cristallisé (elle ne
dévie pas la lumière et apparaît noire à la lumière polarisée et analysée). Cette pâte correspond à
un refroidissement très rapide en surface

Diorite à l'oeil nu Diorite au microscope polarisant
(lumière polarisée et analysée – X100) Schéma d'interprétation d'une
Diorite au microscope polarisant
A : amphibole – B : biotite
P : plagioclase
Cependant, un magma peut interrompre sa remontée et s’immobiliser en profondeur, il forme
alors un diapir : une grosse bulle de magma. Le refroidissement est alors plus progressif, les
minéraux ont alors le temps de cristalliser et donne alors une structure grenue.
Cette roche forme alors un pluton granitique que l’érosion dégage au cours du temps, on parle
alors de roches plutoniques
différentiation dans une chambre magmatiques cristallisation fractionnée et composition de
différentes roches magmatique
la présence d'un magma andésitique dans une chambre magmatique entraine une cristallisation
des minéraux dans un ordre bien défini : on parle de cristallisation fractionnée.
Les premiers minéraux à cristalliser seront les pyroxènes et les amphiboles puis les autres
minéraux caractéristiques de la diorite (roche ignée A) si le magma reste dans la chambre (F
plagioclases, biotite et quartz).
Si le magma remonte avant cristallisation complète, alors ce magma aura une composition
différente de celle du magma initial, plus riche en silice du type rhyolitique.
La vitesse de refroidissement d'un même magma, rapide ou lente suivant s'il a lieu en
surface ou en profondeur , entraîne l'existence de couples de roches grenue ou
microlithique de même composition chimique.
Pour un même magma initial, on peut obtenir des roches de composition minéralogique
différentes selon l'évolution de la cristallisation fractionnée de ce magma en profondeur.