Le volume de la Terre étant à peu près constant, s'il y a création de lithosphère au niveau des dorsales, dans les zones de divergence lithosphérique, il y a disparition de lithosphère dans les zones de convergence. On distingue deux grands types de zone de convergence :
— les subductions, si au moins une des deux plaques est constituée de lithosphère océanique
— les collisions, si les deux plaques sont constituées de lithosphère continentale
Convergence et divergence lithosphérique
Carte du Japon
Le volcan Sakurajima au Japon
Carte des Petites Antilles
Le volcan de la Soufrière de Montserrat, à 80 km de la Guadeloupe, en activité quasi-continue depuis 1995.
Carte de l'Amérique du sud. La chaîne des Andes longeant le Pacifique, présente de nombreux volcans particulièrement dangereux. C'est une chaîne de subduction
Le volcan Tungurahua depuis Ambato en Equateur à plus de 5000 mètres. En activité continue depuis 1999 avec des accalmies et des reprises.
Le Cotopaxi en Equateur à près de 6000 mètres d'altitude. Considéré comme très dangereux,sa dernière éruption date de 2016.
Carte des Alpes. Chaîne de collision
Paysage des Alpes Autrichiennes
Les marqueurs des zones de subduction
Les zones de subduction sont caractérisées par la présence d'une forte activité magmatique (volcanisme) et d'une forte activité sismique comme le montre la carte suivante.
Nous allons travailler sur deux zones :
— la subduction des îles Tonga et Kermadec
— la subduction du Pérou
Une coupe sismique avec un logiciel (Sismolog ou Tectoglob) peut s'interpréter de la façon suivante :
On constate une répartition très particulière des séismes qu'on appelle le plan de Benioff-Wadati. C'est en effet le géologue américain Benioff qui a remarqué en 1949 la répartition très surprenante des séismes dans certaines zones du globe. En 1949, on ne connaissait pas la tectonique des plaques et on pensait que les continents avaient toujours occupé la même place. Il a fallu attendre les années 1970 pour interpréter ce plan de Benioff comme la matérialisation d'une subduction.
Coupe sismique au niveau des Tonga-Kermadec
Coupe sismique au niveau du Pérou
On peut utiliser aussi la méthode de tomographie sismique pour étudier les mêmes zones
Tomographie sismique au niveau du Pérou
Tomographie sismique au niveau des Tonga-Kermadec
Sur les tomographies sismiques, on remarque nettement qu'un matériau froid plonge dans le manteau plus chaud. Si on estime l'épaisseur de cette zone froide, on constate qu'elle fait environ 100 km. Sachant que la croûte océanique ne mesure que 10 km d'épaisseur environ, cela oblige a admettre qu'une plaque est lithosphérique et qu'elle est constituée de matériaux crustaux et mantelliques.
Ces zones de subduction sont caractéristiques des océans à marge active, caractérisés par une fosse océanique et une activité magmatique et sismique intense.
Coupe en 3D de la subduction andine au niveau du Chili qui montre les éléments caractéristiques
L'activité magmatique des zones de subduction
Les séismes les plus importants ont lieu dans les zones de subduction (Chili 1960, magnitude 9,5 ; Sumatra 2004, magnitude 9,3 ; Japon 2011, magnitude 9,1).
Les volcans les plus dangereux sont aussi dans les zones de subduction. Les volcanologues les appellent les volcans gris du fait de la couleur claire de la roche. Actuellement les volcans les plus menaçants se situent en Indonésie.
Les roches éruptives formées dans les zones de subduction
Cette couleur claire s'explique par la forte présence de silice (SiO2) dans les laves émises par ce type de volcans. Plus une lave est riche en silice et plus elle est de couleur claire et visqueuse. C'est cette viscosité élevée qui explique le dynamisme explosif des éruptions.
Caractéristiques des différentes laves
Tableau de la composition chimique des laves
Echantillon d'andésite
Echantillon de rhyolite
Lame mince de rhyolite en LPA
Les roches plutoniques formées dans les zones de subduction
Nous avons vu que les roches magmatiques se divisent en roches éruptives ou volcaniques qui refroidissent rapidement à la surface et les roches plutoniques qui refroidissent lentement en profondeur et ont le temps de lentement cristalliser.
Lors de la remontée du magma, une grande partie de ce magma n'arrive pas à la surface et refroidit en profondeur. Il donne donc naissance à une roche plutonique dont la composition minéralogique est la même que la roche éruptive rapidement refroidie en surface.
On peut docn construire un tableau des séries magmatiques comme ci-dessous :
Ces roches plutoniques forment souvent des masses importantes de roches refroidies en profondeur appelées plutons. Ces plutons apparaissent en surface par érosion des roches encaissantes (qui l'entourent) plus tendres. Un des sites les plus impressionnants est le Half Dome du parc de Yosemite dans la Sierra Nevada aux USA, qui est un énorme pluton de granodiorite. La granodiorite est une roche qui fait partie du groupe des granitoïdes, assez proche du granite.
Vue du Half Dome
Vue du Half Dome
Echantillon de granodiorite
Lame mince de granodiorite en LPA
Pourquoi y a t-il du magmatisme dans les zones de subduction ?
Nous avons vu que la lithosphère s'hydrate de plus en plus au cours de son déplacement depuis la dorsale vers la subduction lorsque aa densité est suffisante (voir TP).
Au cours de ce transit, les minéraux des roches s'hydratent de plus en plus mais lorsque la lithosphère va s'enfoncer au niveau de la subduction, la pression et la température vont augmenter et par conséquence les minéraux vont, alors, se déshydrater.
Nous allons nous intéresser au gabbro. Cette roche est donc transformée et on parle alors de métamorphisme. La roche est donc un métagabbro.
On définit, en général, trois faciès (trois aspects) à ce métagabbro :
— le faciès schiste vert correspond au trajet océanique, c'est donc la face d'hydratation
— le faciès schiste bleu
— le faciès éclogitique (le métagabbro s'appelle alors l'éclogite), ces deux faciès correspondent à l'arrivée au niveau de la subduction et donc à la phase de déshydratation.
Tableau résumant le métamorphisme de subduction
Echantillon de métagabbro de faciès schiste vert
Lame montrant une auréole de glaucophane autour d'un pyroxène en LPNA
Echantillon d'éclogite. Les cristaux de grenat sont de couleur rouge
On peut résumer le trajet d'un métagabbro depuis la dorsale jusqu'à la subduction sur le diagramme PT suivant. la légende précise l'association des minéraux dans chaque zone.
L'étude des isothermes du globe dans une zone de subduction, montre deux anomalies thermiques :
— une anomalie négative au niveau de la fosse
— une anomalie positive à l'aplomb de la chaîne volcanique
C'est cette dernière qui explique en partie l'apparition du magma dans cette zone, mais seule, l'anomalie thermique serait insuffisante
Les isothermes au niveau d'une zone de subduction
La fusion partielle de la péridotite
Le document suivant présente le comportement de la péridotite en fonction de la pression et de la température selon qu'elle est ou non hydratée.
On constate qu'une péridotite sèche (anhydre) ne peut pas fondre dans des conditions de subduction alors qu'une péridotite hydratée le peut.
Le tableau suivant confirme cette hypothèse puisqu'on constate qu'une péridotite de zone de subduction présente plus de minéraux hydratés qu'une péridotite de dorsale.
la question qui se pose alors est la suivante : d'où provient l'eau qui hydrate la péridotite ?
Nous avons vu que lors de l'enfoncement de la plaque subduite sous la plaque chevauchante, elle se déshydratait. C'est l'eau perdue par la plaque qui va hydrater la péridotite, lui permettant de fondre partiellement et de former un magma.
Les différents types de magma
Nous avons vu qu'il existe deux grands types de subductions,les subductions océan/océan et les subductions océan/continent. La différence de ces subduction entrainent une différence dans le matériau magmatique formé.
En outre, un second phénomène explique le richesse du magma en silice dans certains cas : lorsque le magma à près de 1000 °C traverse la croûte continentale, il en fait fondre une partie qui se mélange à lui et se charge en minéraux, appelés xénocristaux (étymologiquement, cristaux étrangers). On appelle ce phénomène, la contamination crustale.
Les chaînes de collision
Contrairement à ce qui se passe dans une zone subduction, lorsque deux lithosphères continentales s'affrontent, elles ont une densité équivalente. C'est ce qui explique l'apparition de reliefs positifs parfois très importants comme dans la chaîne de la Himalaya où 14 sommets dépassent 8000 mètres.
Une vue du massif de l'Anapurna depuis le Népal
Quelques indices de l'épaississement et du raccourcissement de la croûte continentale dans les chaînes de collision
Ces affrontements crustaux se traduisent par un certain nombre d'accidents tectoniques, marqueurs d'une compression, dont nous retiendrons trois types qui peuvent avoir des ampleurs variées.
— les plis dans des roches assez plastiques (déformables) comme les roches sédimentaires,
Un pli dans les Préalpes calcaires
Une série de plis dans le Jura
— les failles inverses qui apparaissent dans des roches moins plastiques comme les roches cristallines (magmatiques)
Une faille inverse dans le massif des Corbières
Interprétation de la même faille
— les nappes de charriages qui entrainent le déplacement et la superposition anormale d'ensembles de roches de volume très important.
La nappe de charriage de Glaris (Alpes suisses) mesurent plusieurs dizaines de kilomètres
Interprétation de la nappe de charriage de Glaris
Schémas des indices de compression
Une coupe sismique dans une chaîne de collision : le programme ECORS dans les Alpes
Afin de préciser la structure de la chaîne des Alpes, un programme appelé ECORS (Etude Continentale et Océanique par réflexion et réfraction sismiques) a pu établir des coupes sismiques à travers la chaîne.
On peut constater que deux lithosphères s'affrontent, celle de la Plaque Européenne et celle de la Plaque Adriatique (en fait, une partie de la Plaque Africaine). Le Mont Cervin en Suisse est en fait une partie de la Plaque Africaine.
Le profil sismique des Alpes et son interprétation
On peut constater sur la coupe que le Moho s'enfonce profondément dans le manteau lithosphérique.
Dans le cas de l'Himalaya, la Plaque Indienne s'enfonce tellement qu'il se crée une véritable "subduction continentale", même si le terme n'a rien à voir avec les phénomènes de subduction océanique que nous avons vu précédemment.
La "subduction continentale" sous l'Himalaya observée par tomographie sismique
Les ophiolites, fragments de lithosphère océanique transportés en milieu continental
Une chaîne de collision comme les Alpes est née de la fermeture d'un océan préexistant qu'on appelle "Océan Alpin". A la fin de la fermeture, la lithosphère océanique de ce paléo-océan s'est retrouvée prise en sandwich entre la Plaque Européenne et la Plaque Adriatique. C'est ce qui explique qu'on trouve, par exemple au col du Chenaillet, à 2600 mètres d'altitude, la succession de roches d'une lithosphère océanique, pillow-lavas, gabbros, péridotites hydratées (serpentinites). On appelle de telles structures des ophiolites.
La série ophiolitique du Chenaillet à côté de Briançon
Les pillow-lavas du Chenaillet
Comparaison entre une ophiolite et une lithosphère océanique
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