CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE

INTRODUCTION Le volume de la Terre étant constant, la création permanente de plancher océanique au niveau des dorsales, est compensée par une disparition équivalente de matière en d'autres points du globe.

I LA SUBDUCTION Définition: phénomène géodynamique d'enfoncement de la lithosphère océanique au sein du manteau sous-jacent lors de la convergence entre 2 lithosphères océaniques ou entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale.

A Les marqueurs 1. une topographie particulière Le relief est fortement accentué: → en dessous de la mer avec une fosse océanique étroite, située au bord du contient ou d'un archipel volcanique et de grande profondeur (-11 000 m pour fosse de Marianne) → relief positif important: chaîne de subduction pour une frontière océan-continent ex: les Andes arc insulaire pour la frontière océan-océan ex: les Antilles 2. des signes de déformation → des failles inverses et des plis qui traduisent un raccourcissement horizontal de la lithosphère → des sédiments reposant sur le plancher océanique ont été entraînés par ces mouvements, mais peu solidaires et peu denses, ils se sont accumulés contre la plaque chevauchante. Ils forment le prisme d'accrétion proche de la fosse océanique. → un bassin d'arrière arc 3. une forte activité sismique et volcanique d'où le terme de marge active → volcanisme de type explosif très destructeur → une sismicité importante et de plus en plus profonde en allant sous la plaque chevauchante. la distribution géométrique des foyers sismiques matérialise le plan de subduction appelé plan de Bénioff et indique l'orientation géographique du plongement de la plaque en subduction. 4. des anomalies thermiques Le flux de chaleur d'origine interne, relativement constant à la surface du globe, présente au niveau des marges actives une double anomalie: → anomalie négative: entre la fosse et les volcans, elle correspond à un refroidissement dû à la plongée de la plaque lithosphérique froide dans le manteau plus chaud. → anomalie positive: zone des volcans = remontée de magma chaud dans la lithosphère

B Le mécanisme de subduction Les variations de flux de chaleur, la carte de répartition de la sismicité permettent de construire un modèle qui matérialise la plongée en profondeur d'une langue froide dont l'épaisseur, voisine de 100km, correspond à celle de la lithosphère. Modèle: Au niveau de la dorsale, la lithosphère formée mince et chaude, flotte sur l'asthénosphère car elle est moins dense. Avec son éloignement de la dorsale, la lithosphère vieillit, se refroidit et s'épaissit puisque l'isotherme 1200-1300° marquant la limite lithosphère-asthénosphère descend. La croûte ayant une épaisseur constante, c'est le manteau lithosphérique qui s'accroît avec l'âge et ainsi la densité de la lithosphère augmente avec son âge. et gros bisous à tout le monde. Vers 30 M ans la densité de la lithosphère devient supérieure à celle de l’asthénosphère, sa subduction devient inexorable. Cependant la plaque demeure en surface un certain temps, soutenue par la lithosphère plus jeune (flotteur) et par la résistance à l’enfoncement de l’asthénosphère. La plaque poussée par convergence finit par sombrer dans le manteau plusieurs dizaines de millions d’années après (< 180 Mans). La fosse marque la zone de flexion de la plaque. La subduction d’une plaque lithosphérique est liée à une augmentation de sa densité avec son âge.

Cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction. En s’enfonçant dans l’asthénosphère plus chaude, la lithosphère se réchauffe très lentement, elle reste « froide » et rigide jusqu’à des profondeurs importantes d’où les séismes profonds, preuves de frottements et les anomalies négatives enregistrées.

C Conséquences de la subduction

1. métamorphisme de la plaque plongeante La croûte océanique qui subit la subduction, est une croûte très hydratée ; basaltes et gabbros se sont transformés par circulation de l’eau de mer. Des minéraux verts (chlorite) riches en eau se sont formés. Lors de la subduction, ces roches subissent une faible augmentation de température mais une forte augmentation de pression, ce qui entraîne la transformation de leurs minéraux en de nouveaux assemblages minéralogiques plus denses. Cette transformation structurale et minéralogique est appelée métamorphisme. Elle implique des réactions chimiques à l’état solide entre les minéraux. Il en résulte la formation de nouvelles roches caractéristiques des zones de subduction :

• les schistes bleus (roches) par formation d’une amphibole : le glaucophane (minéral) • les éclogites (roches) par formation d’un pyroxène : la jadéite et l’apparition de grenat (minéraux)

Ces réactions minéralogiques s’accompagnent de la libération d’eau qui remonte par le manteau de la plaque chevauchante. Ex Plagioclase+ Chlorite (minéraux de schiste vert) � Glaucophane (minéral de schiste bleu) + eau La subduction entraîne un métamorphisme de haute pression-basse température (HP-BT) plus une déshydratation de la lithosphère plongeante.

2. un magmatisme caractéristique La différence de composition chimique entre les roches volcaniques émises et la lithosphère océanique est telle que le magma ne peut provenir d’une fusion des matériaux de la plaque plongeante. L’origine est donc le manteau de la plaque chevauchante : la température élevée + la pression ne suffisent pas à la fonte de la péridotite ; il faut en plus une hydratation des péridotites pour abaisser leur point de fusion. L’eau provenant de la transformation des basaltes et des gabbros en schistes et éclogites, hydrate la péridotite du manteau de la plaque chevauchant. L’hydratation de ce manteau diminue sa température de fusion. Vers 100 à 150 km, à l’aplomb de la surface de Bénioff, les conditions d’une fusion partielle de la péridotite hydratée sont réunies. Cela donne naissance à un magma andésitique qui, liquide donc moins dense, remonte alimenter des réservoirs de la croûte.

Le magma est freiné dans sa montée par la croûte continentale, plus visqueux, il tend à s’arrêter, d’où un refroidissement important en profondeur à l’origine des plutons de granodiorite qui participent à l’épaississement de la croûte continentale et à l’architecture de la chaîne de montagne. Lorsque le magma évolue dans les réservoirs, il donne à la surface des roches volcaniques riches en silice : des andésites et des rhyolites (plus riches en silice) et constitue des volcans de type explosif (lave très visqueuse).

Dans les marges actives, du matériel d’origine profonde, arrive à la surface et permet la formation d’arcs insulaires et de chaînes de montagne de croûte continentale.

3. prisme d’accrétion 4.

Seule une partie des sédiments glisse avec la plaque plongeante, le reste est raboté par le bord rigide de la plaque chevauchante et s’accumule en écailles successives sur le versant de la fosse, édifiant un volumineux prisme d’accrétion sédimentaire.

Schémas de 2 cas : • plaque océanique-plaque continentale = marge active • plaque océanique-plaque océanique = arc insulaire

II LA COLLISION CONTINENTALE La subduction conduit à la disparition du plancher océanique de la plaque subduite (plongeante). Les continents qui bordent cet océan peuvent alors entrer en collision. Les Alpes franco-italiennes semblent le résultat d’un tel phénomène.

A Les traces de l’ouverture d’un océan alpin

1. failles normales et blocs basculés Dans la partie ouest de l’arc alpin, on observe un ensemble de failles qui séparent des blocs plus ou

moins basculés. Ces failles normales indiquent des forces d’extension au Jurassique (-190 Mans)

La zone alpine était constituée par un continent soumis à un mouvement d’extension NW /SE , d’où la création d’un rift continental avec 2 marges passives constituées de gradins c’est à dire les blocs observables actuellement.

On observe également de grandes séries sédimentaires du Secondaire, variées par leur nature et leur épaisseur. Toutes les roches ont une origine marine, le rift continental a permis la formation de bassins plus ou moins profonds envahis par la mer. Au creux des blocs basculés, des sédiments de haute mer se sont déposés (calcaires à ammonites), au sommet des blocs, les hauts-fonds ou îles , la sédimentation a été détritique ou absente. La datation du mouvement d’extension est confortée par datation des roches sédimentaires contemporaines au basculement des blocs : -190 Mans.

2. les ophiolites, vestiges d’un plancher océanique

Dans la zone interne de l’arc alpin, on observe des roches à l’aspect de peau de serpent ; les ophiolites, âgées de -150 à -180 Mans, constituées par la succession de 3 types de formations :

→ des basaltes en coussins = épanchement de lave en milieu aquatique → des gabbros à gros cristaux de pyroxène et de plagioclase = refroidissement dans une chambre magmatique en profondeur

→ des péridotites très sombres avec des reflets verts = serpentinites = roches du manteau hydratées par hydrothermalisme Elles correspondent à une lithosphère océanique complète au sein d’une croûte continentale et donc aux vestiges d’un océan alpin perché ici en altitude. Le mouvement d’extension s’est donc poursuivi jusqu'à -80 Mans avec création d’une croûte océanique c’est à dire d’un océan : l’océan alpin. On explique la présence de cette lithosphère actuellement par son détachement et son charriage sur le continent au cours de la collision = phénomène d’obduction. Ce domaine océanique peut être reconstitué, limité par 2 marges formées de blocs basculés, séparés par des failles normales et recouvertes par des formations sédimentaires = phase de mise en place d’un océan par tectonique extensive ( -190 à -80 Mans)

B Traces de fermeture de l’océan alpin Les gabbros sont fréquents dans la zone interne des Alpes , ils sont métamorphisés avec des auréoles de chlorites indiquant une hydratation observable lorsque le plancher océanique s’éloigne de la dorsale. Dans le Queyras, on trouve des métagabbros avec la présence d’auréoles de glaucophane entre les pyroxènes et les plagioclases. Cette transformation témoigne de conditions de haute pression et de basse température qui ne sont réunies que dans les zones de subduction. En Italie, dans le mont Viso, on a des roches de même composition chimique avec des « boudins » d’éclogites, des grenats sont associés à des jadéites. Cette association est caractéristique du métamorphisme subi par une plaque plongeant profondément dans la zone de subduction ( >>>> 100 km de profondeur).

On a la preuve de la fermeture de l’océan alpin. Les roches ont permis de dater cette subduction entre -70 et - 50 Mans. Plus tard, à la faveur de mouvements tectoniques et de l’érosion, ces roches ont été amenées en surface. On a une zonation très nette du métamorphisme dans les Alpes. D’ouest en est , on assiste a un passage des schistes verts , à des schistes bleus puis aux éclogites , ce qui signifie que les roches ont été portées à des températures et des pressions de plus en plus importantes , c’est dans cette direction que s’est effectuée la subduction .

Un mouvement de convergence s’est amorcé vers - 70 Mans, la plaque alpine européenne a plongé sous la plaque adriatique africaine. L’océan alpin a commencé à disparaître par subduction. .

C La Collision et la formation des reliefs

1. collision Dans la zone la plus interne de l’arc alpin Dora Maria, on a trouvé dans la croûte continentale des

minéraux particuliers, la coésite, cette forme de quartz ne peut se former qu’à très haute pression.

On pense qu’une partie de la croûte continentale a commencé à sombrer à la suite de la disparition de la lithosphère océanique avant que la subduction ne se bloque.

Cette zone marque la suture entre les 2 plaques qui se sont affrontées après la disparition de l’océan alpin

Suite à la subduction, la croûte océanique engloutie, une partie de la croûte continentale a commencé à disparaître mais comme les 2 continents ont la même densité, la subduction s’est bloquée et la collision continentale alpine a pris le relais à -40 Mans.

2. conséquences en surface La compression se poursuit, la lithosphère doit s’adapter : → certaines roches se sont déformées de manière souple : elles se sont plissées → d’autres plus cassantes, se sont fracturées au niveau de failles inverses ce qui a permis un raccourcissement global de la croûte. La collision se poursuivant, le phénomène s’est accentué, on observe des contacts anormaux dans les

séries sédimentaires, des roches plus anciennes recouvrent des roches plus récentes. Elles sont le témoin de mouvements de grande ampleur, les roches fracturées, ont glissé sur des couches plus plastiques et se sont déplacées sur plusieurs kms = nappes de charriage.

3. conséquences en profondeur Grâce à la propagation des ondes sismiques, on a accès à la structure profonde : → la profondeur du Moho est plus importante, 50 Km au lieu de 30. La croûte continentale est plus épaisse, on parle de racine crustale. → les chevauchements se retrouvent en profondeur, on a des nappes empilées qui forment un prisme de collision. La lithosphère continentale, en réponse à la convergence qui pousse les 2 plaques à s’affronter, se raccourcit et s’épaissit. Des plis, des failles inverses et des nappes de charriage témoignent de ce raccourcissement. Des reliefs importants s’édifient au-dessus d’une racine crustale profonde : c’est l’orogénèse.

4. évolution tardive Les reliefs sont soumis à l’érosion. Glaciers et eau de ruissellement, évacuent ces produits d’érosion et quelques dizaines de millions d’années après, le relief a disparu. La croûte continentale flottant sur l’asthénosphère, l’allégement dû à l’érosion, entraine la remontée progressive de la racine. Cette remontée contribue à la surrection de la chaîne. Les roches formées en profondeur, remontent à la surface : les plutons de granite, témoignent qu’à l’intérieur de la racine des phénomènes de fusion partielle de la croûte sont intervenus. Reliefs = empilement de chevauchements de croûte continentale : prisme de collision + érosion + remontée de la croûte