La convergence lithosphériqueCours

 

Notions Rappels
Asthénosphère Portion ductile du manteau située sous la lithosphère.
Basalte Roche volcanique, de structure microlitique, caractéristique de la croûte océanique.
Dorsale océanique

Chaîne volcanique se trouvant dans les océans.
Exemple : la dorsale médio-atlantique, s'étirant du nord au sud, au milieu de cet océan.

Gabbro Roche plutonique, de structure grenue, caractéristique de la croûte océanique.
Lithosphère Partie rigide du globe terrestre, constituée de la croûte et de la portion superficielle du manteau.
Métamorphisme Transformation des roches par variation de pression et/ou de température, sans passage par l'état de magma.
Péridotite Roche caractéristique du manteau terrestre.
Plaque lithosphérique Portion de lithosphère mobile, peu active sismiquement, mais bordée par des frontières très actives.

C'est au niveau des dorsales océaniques qu'est généré le plancher océanique et les dorsales sont le lieu d'une divergence lithosphérique. 

Mais la surface de la Terre n'étant pas extensible, la formation de croûte en un endroit doit être compensée par une disparition équivalente de croûte en d'autres endroits du globe. 

C'est ce qu'il se passe dans les zones de convergence, selon deux grandes modalités.

I

Subduction des fonds océaniques

Subduction

La subduction est la plongée de la lithosphère océanique sous une lithosphère continentale ou une lithosphère océanique plus jeune (et moins dense).

La subduction est marquée par des caractéristiques qui permettent d'identifier les zones où elle se produit :

  • Reliefs négatifs marqués (fosses océaniques)

La fosse des Mariannes, entre le Japon et la Nouvelle-Zélande, en est un exemple. C'est une fosse de subduction où les profondeurs les plus importantes de la planète sont observées (11 km).

  • Reliefs positifs : arcs volcaniques, chaînes de montagnes volcaniques

Le Japon et la Cordillère des Andes, correspondent par exemple à des zones volcaniques de subduction.

  • Foyers sismiques profonds : les séismes ont une profondeur qui s'aligne sur un plan (le plan de Benioff-Wadatti). 

Ce plan suit l'inclinaison de la plaque océanique plongeante.

  • Volcanisme de type explosif, avec des laves épaisses (andésite, rhyolite)
Coupe théorique au niveau d'une zone de subduction

Coupe théorique au niveau d'une zone de subduction

Lors de sa plongée vers l'asthénosphère, la plaque plongeante subit un important métamorphisme :

  • la pression augmente fortement avec la profondeur ;
  • la température augmente un peu ;
  • la plaque plongeante se déshydrate.

 

Il s'agit d'un métamorphisme haute pression − basse température.

De nouveaux minéraux apparaissent : glaucophane (faciès schistes bleus), grenat (faciès éclogite).

Métamorphisme de subductionLe « trajet » pression/température suivi par la plaque plongeante est indiqué en rouge.

Métamorphisme de subductionLe « trajet » pression/température suivi par la plaque plongeante est indiqué en rouge.

La déshydratation de la plaque plongeante permet d'hydrater les péridotites situées au-dessus. Celles-ci entrent alors en fusion partielle. 

Ce ne sont donc pas les roches de la plaque plongeante qui sont à l'origine des magmas des zones de subduction, mais les roches hydratées de la plaque chevauchante. 

Le magma formé, riche en silice, monte du fait de sa moindre densité.

Ce magma peut donner naissance à deux types de roches :

  • des roches volcaniques, issues de laves visqueuses, à l'origine du volcanisme explosif : andésite, rhyolite, lorsque le refroidissement est rapide (roches microlitiques) ;
  • des roches plutoniques se formant en profondeur avec un refroidissement plus lent : granites et diorites (roches grenues riches en quartz).
Magmatisme au niveau d'une zone de subduction

Magmatisme au niveau d'une zone de subduction

La subduction permet en définitive de faire disparaître de la croûte océanique et de fabriquer de la croûte continentale.

II

Collision continentale

Lorsque, dans une zone de convergence, ce sont deux plaques continentales qui s'affrontent, aucune des deux ne passe sous l'autre et elles entrent en collision.

Une zone de collision présente des caractéristiques permettant de l'identifier :

  • reliefs positifs (= chaînes de montagnes) ;

Les Alpes et l'Himalaya, par exemple, sont des chaînes de collision.

  • signes d'une tectonique compressive : plis, failles inverses.

Failles inverses 

Les failles inverses sont des failles dans lesquelles l'un des blocs séparés par la faille se superpose à l'autre bloc. Elles sont caractéristiques des zones convergentes de compression.

Une faille inverse

Une faille inverse

Il existe des failles dites « normales », qui sont caractéristiques d'une zone d'extension (zones de divergence).

Une faille normale

Une faille normale

Des plis dans des roches calcaires

Des plis dans des roches calcaires

La collision continentale est à l'origine d'un épaississement de la croûte qui est comprimée.

Lors de la collision, des lambeaux de roches profondes peuvent être remontés à la surface. C'est ainsi que d'anciens fonds océaniques peuvent être retrouvés en altitude.

Le mont Chenaillet, dans les Alpes, comporte des structures ophiolitiques, c'est-à-dire présentant la superposition caractéristique des fonds océaniques : basaltes surmontant des gabbros qui reposent sur des péridotites.

Les ophiolites du Chenaillet

Les ophiolites du Chenaillet

Les mécanismes de convergence lithosphérique participent ainsi à la tectonique globale. 

La subduction permet une disparition du plancher océanique qui a été généré au niveau des dorsales. Le magmatisme caractéristique qui s'y déroule participe à la formation de croûte continentale nouvelle. 

Le phénomène de collision continentale se caractérise, lui, par un raccourcissement et un épaississement de la croûte continentale, avec un métamorphisme typique et des structures facilement identifiables (plis, failles inverses).