La dynamique des zones de convergence

La lithosphère océanique plonge en profondeur au niveau d’une zone de subduction.

Les zones de subduction sont le siège d’un magmatisme sur la plaque chevauchante.

Le volcanisme est de type explosif : les roches mises en place montrent une diversité pétrologique mais leur minéralogie atteste toujours de magmas riches en eau.

Ces magmas sont issus de la fusion partielle du coin de manteau situé sous la plaque chevauchante ; ils peuvent s'exprimer en surface ou peuvent cristalliser en profondeur, sous forme de massifs plutoniques. Ils peuvent subir des modifications lors de leur ascension, ce qui explique la diversité des roches.

La fusion partielle des péridotites est favorisée par l’hydratation du coin de manteau.

Les fluides hydratant le coin de manteau sont apportés par des transformations minéralogiques affectant le panneau en subduction, dont une partie a été hydratée au niveau des zones de dorsales.

La mobilité des plaques lithosphériques résulte de phénomènes de convection impliquant les plaques elles-mêmes et l’ensemble du manteau.

L’augmentation de la densité de la lithosphère constitue un facteur important contrôlant la subduction et, par suite, les mouvements descendants de la convection. Ceux-ci participent à leur tour à la mise en place des mouvements ascendants.

L’affrontement de lithosphère de même densité conduit à un épaississement crustal. L’épaisseur de la croûte résulte d’un raccourcissement et d’un empilement des matériaux lithosphériques.

Raccourcissement et empilement sont attestés par un ensemble de structures tectoniques déformant les roches (plis, failles, chevauchements, nappes de charriage).

Activité : la répartition des séismes au niveau d’une zone de subduction (Utiliser des outils numériques : Tectoglob3D - Mettre en relation des informations)

Activité : l’origine de la subduction (Réaliser un calcul)

Activité : le métamorphisme de la lithosphère océanique 1 (Mettre en relation des informations)

Activité : le métamorphisme de la lithosphère océanique 2 (Utiliser un microscope - Utiliser des outils numériques - Mettre en œuvre un protocole)

Chapitre - La dynamique des zones de convergence : subduction

I – Le plongement de la lithosphère océanique au niveau des zones de subduction

A – Distribution des séismes : le plan de Wadati-Benioff

Au niveau des zones de subduction, la répartition des séismes est particulière : les séismes se distribuent selon un plan incliné d’environ 100 km d’épaisseur.

Ce plan est nommé le plan de Wadati-Benioff.

De plus, les études de tomographie sismique réalisées au voisinage des fosses révèlent la présence d’une zone anormalement dense et donc anormalement froide qui coïncide avec le plan de Wadati-Benioff.

Ces données s’expliquent par le plongement d’une lithosphère océanique froide, rigide et cassante dans l’asthénosphère ductile.

B – Origine du plongement : densification de la lithosphère

Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, s’épaissit et donc sa densité augmente.

Lorsque la densité de la lithosphère océanique dépasse la densité de l’asthénosphère, la lithosphère océanique plonge : c’est la subduction.

II – Le magmatisme au niveau des zones de subduction

A – Production de roches magmatiques

Les zones de subduction sont un lieu de production de roches magmatiques (volcaniques et plutoniques).

Les roches magmatiques des zones de subduction se forment au niveau de la plaque chevauchante.

Le volcanisme est de type explosif.

Les roches magmatiques mises en place montrent une diversité (mais leur minéralogie atteste toujours de magmas riches en eau).

B – Origine du magma

Les études expérimentales montrent que le magma qui se forme au niveau des zones de subduction provient de la fusion partielle de péridotites hydratées.

III – L’hydratation du manteau dans les zones de subduction

A – Métamorphisme HP-BT de la plaque plongeante

Lorsque la lithosphère océanique plonge au niveau des zones de subduction, l’augmentation de la profondeur et donc l’augmentation de la pression provoque un métamorphisme des roches de la plaque plongeante (c’est un métamorphisme HP-BT : haute pression – basse température).

Ainsi, les roches de la croûte océanique ont une minéralogie qui évolue au cours du plongement :

les schistes verts deviennent des schistes bleus puis des éclogites vers 50 km de profondeur.

B – Déshydratation de la plaque plongeante

L’étude en laboratoire des réactions à l’origine de ces transformations a permis de comprendre que ce métamorphisme s’accompagne d’une déshydratation progressive des roches de la plaque plongeante.

C – Hydratation du manteau chevauchant

L’eau libérée par la déshydratation de la plaque plongeante permet l’hydratation du manteau de la plaque chevauchante.

Ainsi, la péridotite de la plaque chevauchante est hydratée, son point de fusion partielle est abaissé et un magma se forme.

IV – L’évolution chimique des magmas au cours de leur remontée

A – Magma basaltique initial

La fusion de la péridotite hydratée du manteau de la plaque chevauchante produit un magma de composition basaltique (même composition chimique que le basalte).

Ce magma chaud et donc moins dense remonte vers la surface.

B – Contamination magmatique

En traversant la croûte, le magma est modifié chimiquement en contact avec la croûte qu’il traverse (c’est la contamination).

Lorsque les magmas atteignent la surface, ils se refroidissent et deviennent des basaltes.

V – La cristallisation fractionnée dans la chambre magmatique

A – Formation de minéraux et appauvrissement du magma

Dans la chambre magmatique, le magma stocké se refroidit aussi et des minéraux se forment.

Les minéraux qui se forment sédimentent au fond de la chambre magmatique.

Ces minéraux sont pauvres en silice.

La formation de ces minéraux provoque donc l’augmentation de la concentration en silice du magma restant.

B – Diversification des roches volcaniques

Les magmas qui remontent alors vers la surface sont riches en silice et, en se solidifiant en surface, ils donnent des roches différentes des basaltes : les andésites, les dacites et enfin les rhyolites.

VI - Les zones de collision

Lors de la convergence entre deux lithosphères continentales, des reliefs se forment.

Dans ces reliefs, on observe des déformations dans les roches :

• plis,

• failles inverses,

• chevauchements.

Ces déformations sont la conséquence des contraintes de compression causées par la convergence des plaques.

Elles conduisent à un raccourcissement et à un épaississement de la lithosphère : les chaînes de montagnes.

Chapitre - La dynamique des zones de convergence : subduction

I – Le plongement de la lithosphère océanique au niveau des zones de subduction

A – Distribution des séismes : le plan de Wadati-Benioff

• Séismes alignés sur un plan incliné (~100 km d’épaisseur).

• Tomographie : zone froide + dense = plaque plongeante.

• → Preuve du plongement d’une LO froide, rigide dans l’asthénosphère ductile.

B – Origine du plongement : densification de la lithosphère

• LO s’éloigne de la dorsale → refroidissement + épaississement + densification.

• Quand densité(LO) > densité(asthénosphère) → subduction.

II – Le magmatisme au niveau des zones de subduction

A – Production de roches magmatiques

• Magmas formés dans la plaque chevauchante.

• Volcanisme explosif.

• Roches variées mais riches en eau.

B – Origine du magma

• Magma issu de la fusion partielle de péridotites hydratées.

III – L’hydratation du manteau dans les zones de subduction

A – Métamorphisme HP-BT de la plaque plongeante

• Plaque plongeante → forte P, faible T.

• Croûte océanique : schiste vert → schiste bleu → éclogite (vers ~50 km).

B – Déshydratation de la plaque plongeante

• Transformations métamorphiques = libération d’eau.

C – Hydratation du manteau chevauchant

• Eau → hydratation du manteau → abaissement du point de fusion → magma.

IV – L’évolution chimique des magmas

A – Magma basaltique initial

• Fusion péridotite hydratée → magma basaltique.

• Chaud → remontée.

B – La cristallisation fractionnée dans la chambre magmatique

• Refroidissement dans la chambre → formation de minéraux pauvres en silice.

• Ils sédimentent, laissant un magma enrichi en silice.

C – Diversification des roches volcaniques

• Magmas enrichis → en surface : andésites → dacites → rhyolites.

V - Les zones de collision

• Convergence entre deux lithosphères continentales.

• Convergence des plaques → Contraintes de compression → Déformations : plis, failles inverses, chevauchements.

• → Raccourcissement et épaississement de la lithosphère : chaînes de montagnes.

À venir

• Géologue structuraliste (Bac+5 à Bac+8 minimum) : il étudie les déformations de la lithosphère (failles, plis, zones de subduction) et analyse la répartition et la profondeur des séismes (comme le plan de Wadati-Benioff). Ses travaux permettent de comprendre le comportement des plaques lithosphériques, l’origine de la subduction et les risques associés dans les régions convergentes.

• Pétrologue / Géochimiste des magmas (Bac+8 minimum) : spécialiste des roches magmatiques issues de la subduction (basaltes, andésites, rhyolites), il reconstitue la formation et l’évolution des magmas : hydratation du manteau, fusion partielle, contamination, cristallisation fractionnée. Son travail éclaire l’origine du volcanisme explosif et la diversité des roches des zones convergentes.

• Sismologue / Géophysicien·ne des zones de subduction (Bac+8 minimum) : il étudie la propagation des ondes sismiques pour cartographier en profondeur la lithosphère plongeante et comprendre les mécanismes des séismes destructeurs des zones convergentes. Il contribue à la surveillance des risques, aux systèmes d’alerte tsunami et à la prévention des catastrophes naturelles dans les régions situées au voisinage d’une fosse océanique.

Quiz de révision : subduction

Quiz de révision : collision

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