DOSSIER 2 - LaboSVT.com

Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
Lycée Lycée Lycée M. M.
M.
Berthelot
Berthelot
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T erm S
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Enseignement
Enseignement
obligatoire
obligatoire
Le massif alpin, une chaîne
de montagne issue de la
collision entre la plaque
européenne et la plaque
africaine
D’après Term S, Bordas 2001.
Convergence Convergence lithosphérique lithosphérique et et ses ses effets
effets
DOSSIER 2 - Sommaire Sommaire Sommaire : :
:
I/ Rappels de 1 ères S
La croûte continentale est constituée essentiellement de granitoïdes. Le magmatisme basaltique au niveau du rift
est lié à la remontée de péridotites et à leur fusion partielle. La croûte océanique ainsi générée va alors
s’alourdir, l’océan va s’approfondir. De plus lors de son vieillissement la plaque océanique va être le siège d’un
hydrothermalisme c’est-à-dire une altération des minéraux par hydratation.
II/ La convergence se traduit par la subduction de la plaque océanique
De nombreux indices trahissent la présence d’une zone de subduction : reliefs positif et négatif aux alentours,
activités sismique, magmatique et tectonique, double anomalie thermique. Le trajet de la plaque océanique plus
dense que la plaque chevauchante, qui plonge dans l’asthénosphère, dessine un plan de Bénioff, repérable par
des analyses sismiques.
III/ La subduction s’accompagne d’un volcanisme et de la mise en place de granitoïdes
C’est au cours de sa longue histoire que la plaque océanique se métamorphise passant des schistes verts aux
schistes bleus puis aux éclogites lors de sa subduction. Ce métamorphise libère de grande quantité d’eau à
l’origine de la fusion partielle de l’asthénosphère sus-jacente à la plaque plongeante. Ce magma en remontant
donnera un volcanisme de surface explosif ou un plutonisme.
IV/ La convergence s’achève avec la collision continentale
La fin de la convergence correspond à l’orogenèse. On retrouve dans les montagnes les traces de l’histoire de
l’océan disparu, séparant initialement les deux continents : océanisation (blocs basculés, failles normales et
sédiments syn et post-rift), fermeture de l’océan (ophiolites), subduction (roches métamorphiques) puis
collision(plis, failles inverses, plis-faillés, chevauchements et charriages). Le relief finira par disparaître par
érosion et un nouveau cycle océanisation-orogénèse prendra naissance.
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Samuel Remérand 2007-2008

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Introduction Introduction
Introduction
La dissipation de la chaleur interne du globe est à l’origine de la tectonique des plaques. Les
plaques lithosphériques sont animées de mouvements horizontaux de coulissage, de divergence et de
convergence. Ces mouvements tectoniques sont à l’origine des séismes. Les mouvements de divergence
s’observent au niveau des dorsales océaniques, sur le site d’accrétion des plaques océaniques. Les mouvements
de convergence s’observent au niveau des marges actives dans les zones de subduction et (puis) de collision.
I/ Rappels de 1 ère S
I-1 La croûte océanique est constituée essentiellement de basaltes et gabbros, la croûte
continentale de granitoïdes
Les roches les plus abondantes de la lithosphère sont (Doc. 1):
- les granitoïdes (granite et granodiorite) et les roches métamorphiques, principaux
représentants de la croûte continentale
- les basaltes (et gabbro), constituants essentiels de la croûte océanique
- et les péridotites du manteau supérieur.
La structure des roches indique à quelle vitesse le magma qui donna naissance à cette roche, a
refroidi (Doc. 1):
- un refroidissement très lent donne le temps à tous les cristaux de bien se former, de
« grossir ». Les gros cristaux sont tous jointifs, la structure est dite grenue.
- un refroidissement un peu plus rapide montrent des cristaux tous jointifs mais beaucoup
plus petits, la structure est microgrenue.
- un refroidissement rapide ne laisse le temps qu’à quelques assez gros cristaux de grandir, la
majorité des cristaux restes sous la forme de minuscules cristaux noyés dans un verre
amorphe. La structure est microlithique.
- enfin, un refroidissement ultra rapide ne laisse pas le temps aux cristaux de se former, il
n’apparaît qu’une pâte amorphe ou verre. La structure est vitreuse.
Les granites (Doc. 1) présentent une structure grenue (cristaux jointifs), témoins d’un
refroidissement lent (d’une remontée en surface lente). Les minéraux rencontrés sont : le quartz, les micas noirs
et blancs (respectivement biotite et muscovite) et les feldspaths orthose et plagioclase.
Les basaltes (Doc. 1) présentent une structure microlitique, témoin d’un refroidissement en deux
phases, l’une lente permettant la formation des phénocritaux, généralement dans la chambre magmatique, et une
phase plus rapide donnant naissance aux microlites lors de la remontée du magma. Les phénocristaux d’olivine
et de pyroxènes sont noyés dans une pâte, le verre constitué de microlites d’olivine, de pyroxènes et de
feldspaths plagioclases.
Les gabbros (Doc. 1) présentent la même composition chimique et minéralogique que les basaltes
mais leur structure est grenue, leur mise en place et donc leur refroidissement ayant été plus lent.
Les péridotites (Doc. 1) présentent une structure grenue, témoins d’une cristallisation lente. Les
minéraux rencontrés sont l’olivine et les pyroxènes.
Une dorsale (Doc. 2) est une zone d’amincissement crustale, bombée, soumise à un régime
d’extension où sont injectés des magmas basaltiques.
Une marge continentale (Doc. 2) est soit :
- active et témoigne d’une zone de subduction,
- passive ou stable, et présente les témoignages d’une zone, autrefois, en extension : failles
normales et sédiments syn et post-rift.
I-2 Le rift, site de production de la lithosphère océanique
Dans l’axe des dorsales, parcouru par un rift (dépression bordée de failles normales témoins d’une
distension) du magma basaltique est injecté (Doc. 3).
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Samuel Remérand 2007-2008

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Doc. 1 : Les roches représentatives des croûtes océanique et continentale, et du manteau.
D’après SVT 1 ère S Bordas et Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
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Doc. 4 : La décompression de
l’asthénosphère provoque sa
fusion partielle.
D’après SVT 1 ère S Didier, éditions
2001, modifié Remérand 2002.
Doc.2 : Relief du fond des océans.
D’après SVT 1 ère S Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
Doc. 3 : Le rift : site de production de la lithosphère océanique.
D’après SVT 1 ère S Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
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Le magmatisme basaltique est lié à la remontée d’une colonne chaude l’asthénosphère ductile, à
l’aplomb du rift (Doc. 3). Lors de cette ascension, la baisse de pression (Doc. 4) déclenche la fusion partielle
de ce matériel mantellique profond par recoupement du solidus de ces roches. Ainsi, à partir des péridotites
initiales, suite à la fusion partielle et en fonction de la vitesse de refroidissement, on obtient (Doc. 5 et 6):
- des péridotites, résiduelles, à la base,
- un liquide magmatique de composition différente de la péridotite hydratée qui lui donna
naissance. Ce liquide magmatique, moins dense, remonte dans la cheminée magmatique et
génère la croûte océanique composée de:
gabbros par cristallisation fractionnée (structure grenue) au-dessus des
péridotites
basaltes en filons (structure microlitique) sur les gabbros
basaltes en forme de coussin (pillow-lavas à structure microlitique) en surface,
au contact de l’eau de mer.
Le matériel asthénosphèrique ductile se transforme ainsi en lithosphère rigide.
Les basaltes (pillow-lavas puis complexes filoniens) et les gabbros (massifs et lités) forment la
croûte océanique. La croûte océanique associée aux péridotites forment la lithosphère océanique. On
rappelle que le Moho constitue une limite chimique entre la croûte océanique (ou continentale) et les
péridotites du manteau supérieur. La lithosphère océanique (ou continentale) rigide présente une limite
thermique (isotherme 1300°C) et mécanique avec l’asthénosphère ductile.
I-3 Le vieillissement de la lithosphère océanique : alourdissement et hydrothermalisme
I-3-1 La lithosphère océanique s’alourdit et l’océan s’approfondit
La jeune croûte océanique, près du rift, constituée de basaltes et gabbros, est encore amincie, chaude
et bombée (Doc. 3).
Au fur et à mesure de la dérive de part et d’autre de la dorsale, la lithosphère rigide nouvellement
formée s’éloigne du domaine chaud, de l’intumescence thermique (à l’origine du panache asthénosphèrique qui
injecte le magma au niveau du rift). En s’éloignant de la ride, l’isotherme 1.300°C qui marque la base de la
lithosphère rigide et donc la frontière avec l’asthénosphère ductile, s’enfonce au sein du manteau supérieur. Cet
enfoncement de l’isotherme 1.300°C, engendre un alourdissement du manteau supérieur par augmentation
de l’épaisseur de la partie inférieure de la lithosphère. Cette dernière s’épaissit en se nourrissant de
l’asthénosphère : des parties de plus en plus profondes de l’asthénosphère recoupent la courbe de solidus et
permettent l’apparition de péridotites (Doc. 7).
De plus, au fur et à mesure qu’elle s‘éloigne de l’axe de la dorsale, la croûte se refroidit. Moins
chaude, elle se contracte et donc se densifie, s’alourdit (Doc. 7).
Si seul le manteau supérieur s’épaissit, la croûte restant de 7 à 10 km d’épaisseur, les deux parties
contribuent à l’alourdissement de la lithosphère au court de son vieillissement, la croûte par
refroidissement, le manteau supérieur par enfoncement de l’isotherme 1.300°C et nourrissage au dépens
de l’asthénosphère (Doc. 7). Moins bombée, plus dense, plus lourde et supportant une colonne d’eau et de
sédiments de plus en plus important au fur et à mesure de l’éloignement par rapport à l’axe de la dorsale, la
croûte océanique s’enfonce de plus en plus dans l’asthénosphère sur laquelle elle repose : l’océan
s’approfondit.
Au fils des millénaires, la lithosphère océanique s’alourdit donc et son niveau de « flottaison » sur
l’asthénosphère s’enfonce également, selon le principe d’Archimède. C’est la compensation isostatique.
Lorsque la plaque devient trop lourde elle casse et génère une zone de subduction (Term S).
Les processus magmatiques de la dorsale sont intermittents et brefs (et dispersés le long de la
dorsale, voir peau de zèbre non linéaire) alors que l’extension liée à la divergence est continue. Si la
divergence continue des plaques à l’image d’un double tapis roulant est possible, le moteur principal n’est
pas la poussée à la ride du magma mais bien la traction exercée par la plaque plongeante, qui s’est alourdie
au cours des millénaires, puisque cette traction contribue à 80% au déplacement de la plaque. C’est donc
principalement la plongée de la plaque océanique qui permet l’écartement des deux demi-planchers
océaniques et l’injection de magma dans la fissure, l’accrétion de la croûte océanique (Doc. 8).
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Doc. 5 : Les basaltes, gabbros et péridotites sont le résultat de la fusion partielle de l’asthénosphère.
D’après SVT 1 ère S Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
Gabbros
(Grenue)
Péridotites
résiduelles
(Grenue)
Doc. 6 : Le magmatisme au niveau des dorsales océaniques.
Cristallisation
fractionnée
Basaltes (microlithique)
Eruption
Liquide
magmatique
6
Cristallisation
fractionnée
Fusion partielle dans la chambre magmatique
Péridotites asthénosphèriques non différenciées
Matériau ductile
Gabbros
(Grenue)
Péridotites
résiduelles
(Grenue)
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Doc. 7 : En vieillissant, la lithosphère océanique se densifie et s’épaissit. S’alourdissant, la lithosphère océanique
s’enfonce dans l’asthénosphère, l’océan s’approfondit.
D’après SVT 1 ère S Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002
Doc. 8 : Le moteur principal de la divergence des plaques est la traction de la plaque plongeante au niveau d’une
zone de subduction, lorsque la plaque est vieille. La poussée à la ride joue pour les jeunes plaques, la subduction
étant absente.
D’après La déformation des continent, Hermann éditeurs des sciences et des arts, éditions 1995, modifié Remérand 2002.
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Jeune plaque
Vieille plaque
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I-3-2 La lithosphère océanique s’altère, se métamorphise
Le métamorphisme est une modification isochimique à l’état solide des minéraux et donc des
roches. Les transformations concernent uniquement l’agencement des atomes les uns par rapport aux autres
c’est-à-dire les réseaux cristallins, la composition chimique globale étant conservée. Seules des molécules
d’eau et des radicaux OH peuvent intervenir lors de phénomènes d’hydratation ou de déshydratation.
Peu de temps après sa formation au niveau de la dorsale, la croûte océanique fracturée commence
déjà à se métamorphiser, très lentement. Le contact permanent avec l’eau de mer sus-jacente et l’eau de mer en
circulation à travers la jeune croûte océanique très fracturée entraîne des modifications chimiques importantes
(Doc. 9). L’eau à 2°C et pH basique remonte à 350°C et pH acide, dissolvant sur son passage des métaux (Fe,
Mn, Zn et Cu) et le soufre présents à l’état de traces dans les basaltes. En débouchant dans l’eau de mer froide, le
fluide hydrothermal donne des fumeurs noirs, cheminées sulfurées et polymétalliques issues de la précipitation
des composés dissous au contact de l’eau de mer froide à pH basique. Au cours de cette circulation
hydrothermale, des plagioclases constitutifs des basaltes sont en partie transformés en argiles, des pyroxènes et
de l’olivine présents dans les gabbros et péridotites sont remplacés par de la serpentine. Ces nouveaux
minéraux, argiles et serpentine, sont hydratés. Cet hydrothermalisme est donc à l’origine d’une altération
des minéraux de la lithosphère océanique par hydratation.
Doc. 9 : En vieillissant, la lithosphère océanique s’altère avec l’eau de mer.
D’après SVT 1 ère S Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002
L’hydrothermalisme (Doc. 10) est à l’origine des premières phases de métamorphisme de la croûte
océanique au niveau des gabbros avec l’apparition de la hornblende verte (famille des amphiboles,
minéraux hydratés) au dépend de quelques minéraux de pyroxènes essentiellement. Ce métamorphisme de
faciès à amphibolites est réalisé à température moins élevée, entre 600 et 900°C, et faible pression.
Quelques millions d’années plus tard, la croûte océanique refroidie poursuit son métamorphisme
mais cette fois à basse température et faible pression. Les métagabbros à hornblende de faciès à
amphibolites voient l’apparition de nouveaux minéraux plus hydratés comme la chlorite (verte) et l’actinote
(autre amphibole) toujours au dépend des pyroxènes essentiellement (Doc. 10). Les métagabbros à
hornblende de faciès à amphibolites donnent naissance à des métagabbros à chlorite-actinote de faciès
schistes verts
C’est une croûte océanique très hydratée avec des roches à faciès schistes verts qui subduit.
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Doc. 10 : La lithosphère océanique se modifie au cours de son histoire, ses minéraux s’hydratent en surface à
basse pression et faible température (puis à basse pression et faible température lors de la subduction).
Remérand 2002
Métagabbro à actinote-chlorite
de faciès schistes verts
Métagabbro à hornblende
de faciès à amphibolites
Hydrothermalisme
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Gabbro
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II/ La convergence se traduit par la subduction de la plaque océanique
L’accrétion est continue et le volume de la Terre est constant. La formation de plancher océanique doit
être automatiquement compensé par la disparition de matériel lithosphérique au niveau des marges actives.
II-1 Les marqueurs de la subduction
L’analyse topographique des marges actives révèle la présence de reliefs négatif et positif (Doc. 11).
A l’approche de la zone de subduction, la plaine abyssale dessine une fosse (relief négatif) bordée, au-delà,
d’une chaîne volcanique (relief positif) continentale (Cordillère des Andes) ou océanique (arcs insulaires des
Antilles, des îles Bonin, Tonga ou Mariannes).
On distingue alors deux types de zones de subduction (Doc. 11):
- la lithosphère océanique disparaît sous la lithosphère continentale, c’est une subduction
océan-continent ou marge continentale active comme sous la Cordillère des Andes,
- la lithosphère océanique plonge sous une autre plaque océanique, plus jeune car moins dense,
c’est une subduction océan-océan accompagnée d’une guirlande d’îles et de nombreux
volcans actifs. On parle d’arcs insulaires actifs comme aux Antilles, aux îles Tonga, Bonin
et Mariannes. Un bassin arrière-arc sépare la guirlande d’îles volcaniques du continent : Mer
des Caraïbes aux Antilles, Mer du Japon entre l’archipel japonais et la Chine.
Les zones de subduction sont marquées par une activité géologique intense, d’où le terme de marge
active et une double anomalie thermique (Doc. 12):
- l’activité sismique est intense (3/4 de l’énergie sismique globale est dissipée dans ces
zones). Les foyers sismiques sont compris entre 100 et 700 km de profondeur,
- l’activité tectonique compressive est attestée par des plis, des failles inverses, des
chevauchements et parfois des prismes d’accrétion (rabotage du fond sédimentaire de
l’océan qui forme de véritables chaînes de montagne sous-marine parfois émergées),
- l’activité magmatique est très importante avec du plutonisme en profondeur (formation de
granitoïdes) et du volcanisme explosif en surface (volcans gris),
- enfin, les mesures de flux de chaleur montrant au niveau de la zone de subduction des
valeurs plus faibles que le flux moyen (anomalie négative) et au contraire plus fort à
l’aplomb des volcans (anomalie positive) s’expliquent par l’enfoncement d’une plaque
océanique froide dans le manteau chaud et une remontée de magma chaud vers la surface.
II-2 La naissance d’une zone de subduction
La lithosphère océanique au fur et à mesure de son vieillissement s’épaissit, s’alourdit et se modifie
par hydrothermalisme (Doc. 7 et 8).
Le plongeon réalisé par la plaque océanique n’est que le résultat d’une modification lente, au
cours du temps, de ces caractéristiques. Lorsqu’une marge passive devient trop lourde par l’accumulation
de sédiments et surtout suite à un épaississement trop important de la lithosphère océanique (la croûte reste de
même épaisseur, c’est la composante mantellique qui s’épaissit), cette dernière cède sous le poids et s’enfonce
sous un continent ou sous une autre plaque océanique plus jeune: elle devient une marge active, une zone
de subduction (Doc.13). Après 25 M.a., la lithosphère océanique est plus lourde que l’asthénosphère qui la
supporte mais ne génère pas aussitôt une zone de subduction. En effet, la rigidité intrinsèque de la
lithosphère océanique et les deux flotteurs que sont les continents (le granite est moins dense que le
basalte) de part et d’autre de la dorsale, retardent la fracture et le plongeon de la lithosphère.
La répartition des foyers sismiques matérialise le plongeon de la plaque océanique rigide et
froide dans l’asthénosphère ductile et chaude selon un plan incliné appelé plan de Bénioff-Wadati dont
l’angle varie avec l’âge de la plaque (Doc. 14).
Les séismes sont le résultat du frottement de deux plaques l’une contre l’autre. Plus les frottements sont
importants et plus les séismes sont puissants. Aussi, plus la plaque océanique est vieille, plus elle est dense et
donc plonge rapidement, limitant du même coup les frottements. Par contre, un plancher océanique jeune subduit
difficilement et engendre des tremblements de terre de fortes magnitudes. Au Japon, la plaque Pacifique, la plus
âgée sur le globe avec 180 millions d’années, subduit dans le nord et ne provoque que des séismes de
relativement « faibles » magnitudes. Par contre dans le sud, la plaque Philippine, très jeune, est à l’origine des
plus grands séismes enregistrés au Japon.
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Doc. 11 : Deux types de zones de
subduction : les marges
continentales actives et les arcs
insulaires actifs
D’après SVT Term. S, éditions Hatier
2002, modifié Remérand 2002
Les fosses
constituent
des anomalies négatives
(- 5 000 m à – 11 000 m)
Les chaînes montagneuses
volcaniques et les arcs
insulaires volcaniques
constituent
des anomalies positives
(+ 7 000 m dans les Andes)
Doc. 12 : Les zones de subduction présentent une activité géologique intense et une double anomalie thermique
D’après SVT Term. S, éditions Didier 2002, modifié Remérand 2002
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Doc. 13 : La vieille plaque océanique alourdit finit par céder sous son propre poids et génère une zone de
subduction (ici intra-océanique)
D’après SVT Term. S, éditions Belin 2002, modifié Remérand 2002
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Les flotteurs que sont les continents,
formés essentiellement de granite
moins dense que le basalte, et la
rigidité intrinsèque de la plaque
océanique expliquent que, malgré
l’augmentation de densité, la croûte
océanique ne cède pas sous son poids
juste après 25 M.a.
Doc. 14 : Les séismes répartis le long du plan de Bénioff marque la zone de frottements entre la plaque
plongeante et la plaque chevauchante. L’intensité des séismes dépend de l’inclinaison du plan de Bénioff.
D’après SVT Term. S, éditions Didier 2002, modifié Remérand 2002
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La présence de la plaque plongeante froide et donc rigide est prouvée par l’enregistrement de
séismes profonds. Au-delà de 700 km, la « trace sismique » de la plaque disparaît, mais certains travaux
tendent à montrer que les matériaux atteindraient l’interface manteau-noyau avant de fondre
complètement.
III/ La subduction s’accompagne d’un volcanisme et de la mise en place de granitoïdes
Les zones de subduction sont le siège d’un important magmatisme caractérisé par des éruptions
volcaniques explosives et la mise en place en profondeur de granitoïdes (granite et granodiorite) appelées
plutons (du Dieu des enfers romain Pluton, d’où plutonisme).
III-1 La croûte océanique poursuit son métamorphisme lors de la subduction
Lors de la plongée de la plaque océanique, les conditions de pression, essentiellement, et de
température sont modifiées. Les conditions de stabilité des minéraux du faciès schistes verts disparaissent,
de nouveaux minéraux apparaissent (Doc. 10) :
- d’abord la glaucophane, nouvelle amphibole (minéral hydraté) caractéristique des
schistes bleus, puis plus en profondeur la jadéite, pyroxène anhydre (déshydraté !!),
- enfin, encore plus tard et plus en profondeur, la jadéite associée à du grenat, minéraux
anhydres spécifiques des éclogites sont accompagnés par du quartz.
Le processus de métamorphisme à haute pression et basse température à l’origine des éclogites
libère ainsi de grandes quantités d’eau.
III-1 Le magmatisme de subduction fabrique de la croûte continentale
Si la croûte océanique est formée essentiellement de basaltes, la croûte continentale est presque
exclusivement constituée de granitoïdes (les roches sédimentaires sont anecdotiques).
Malgré des variations dans l’angle du plan de Benioff, les volcans se trouvent toujours à l’aplomb
d’une zone où le toit de la lithosphère subductée est à 120-180 km de profondeur par rapport au fond
océanique.
A 120-180 kms, l’eau, libérée par la déshydratation des schistes bleus lors de la formation des
éclogites, remonte dans le manteau et fait fondre partiellement les péridotites sus-jacentes qui forment la
base de la plaque plongeante. C’est l’apport d’eau qui permet la fusion partielle des péridotites à cette
pression en abaissant la courbe de solidus des péridotites sous les 1000°C (Doc. 15). En effet, à cette
profondeur, le géotherme ne recouperait pas la courbe de solidus d’une péridotite sèche, par contre la courbe de
solidus d’une péridotite hydratée recoupe le géotherme. Les magmas chauds ainsi produits, fluides et moins
denses, montent.
Certains magmas forment des diapirs qui arrivent difficilement en surface où ils donnent naissance à
un volcanisme explosif andésitique (dérive de la Cordillère des Andes) avec andésites et rhyolites à structure
microlitique. D’autres magmas moins chauds et beaucoup trop riche en silice sont donc très visqueux et
n’atteignent jamais la surface. Ces magmas cristallisent lentement en profondeur et forment des plutons
granodioritiques (granites et diorites à structure grenue), mis à jour beaucoup plus tard par l’érosion (Doc.
16) comme au chaos de Boussignoux.
Lors de sa remontée, le magma peut échanger des éléments chimiques avec les roches qu’il traverse.
Suivant la nature de la croûte traversée, océanique ou continentale, les magmas diffèrent.
Ce sont ces plutons granodioritiques qui forment de la croûte continentale. Si la dorsale crée de
la croûte océanique, la zone de subduction, quant à elle, joue deux rôles : faire disparaître cette croûte
océanique et former de la croûte continentale. (Doc. 17).
IV/ La convergence s’achève avec la collision continentale
La convergence avec son processus de subduction conduit progressivement à la disparition du
plancher océanique. Les continents, anciennement séparés par l’océan, s’affrontent alors. La collision génère une
chaîne de montagne dont les Alpes franco-italiennes en sont un bon exemple.
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Doc. 15 : L’eau permet aux péridotites, hydratées, de recouper la courbe de solidus et d’amorcer une fusion
partielle à l’origine d’un magma qui cristallisera en profondeur ou en surface : des roches plutoniques ou
volcaniques prendront naissance.
D’après SVT Term. S, éditions Hatier 2002, modifié Remérand 2002
Doc. 16 : La subduction de la lithosphère océanique génère de la croûte continentale.
D’après SVT Term. S, éditions Didier 2002, modifié Remérand 2002
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Dans le massif alpin, massif montagneux le plus élevé d’Europe, on retrouve de nombreux
témoignages de l’histoire passée de la mise en place de cette chaîne de montagne de collision.
IV-1 Des traces de l’ouverture de l’océan alpin
Dans la partie ouest de l’arc alpin, dans le massif de Belledonne, on retrouve des blocs basculés
(Doc. 17) et des failles normales, témoins d’une phase en distension lointaine, datée de – 190 Ma. Ces
structures correspondent à une marge continentale passive. A cette époque la croûte continentale en s’étirant,
s’était alors peu à peu amincie pour finalement se fracturer et donner naissance à un rift continental (l’équivalent
du rift est-africain) dans lequel s’engouffre la mer avant de former un véritable océan.
Des sédiments anté-rift (datés de -245 à -200 Ma), syn-rift (-200 à -155 Ma), et post-rift (-155 à -
135 Ma), caractéristiques des marges passives apparaissent à travers toutes les Alpes, dans les zones
dauphinoise, briançonnaise et liguro-piémontaise (Doc. 18). On retrouve aussi bien des sédiments de plaine
côtière, de plate-forme continentale, de talus continental que des sédiments de plancher océanique retraçant
le processus d’océanisation et l’approfondissement progressif de l’océan.
Dans la zone interne de l’arc alpin, dans le massif du Chenaillet, des roches à l’aspect de « peau de
serpent », des ophiolites (ophio = serpent, lithos = pierre), ont été décrites (Doc. 19). Elles sont constituées de la
succession de coussins basaltiques, gabbro et péridotites serpentinisées. Les ophiolites sont âgées de – 150 à –
80 Ma. Ces roches sont les vestiges de l’ancien plancher de l’océan alpin, écaillées, raclées puis obductées
c’est-à-dire charriées sur le continent lors de la collision continentale.
IV-2 Des traces de la fermeture de l’océan alpin
La subduction se caractérise notamment par l’apparition de roches métamorphiques de haute
pression (1 GPA) -basse température (500°C) : schistes bleus à glaucophane et éclogites à jadéite et grenat.
A la faveur d’une remontée rapide de matériel profond, la présence de schistes bleus et d’éclogites
(plus ou moins altérés car ramenés en surface et donc hors de leurs conditions de stabilité) témoignent d’une
ancienne zone de subduction et donc de la fermeture d’un océan (Doc. 20).
IV-3 Des preuves de la collision continentale
La présence de plis et de failles inverses caractérisent les zones de compression et prouvent la
convergence (Doc. 21).
Les chevauchements et nappes de charriage (Massifs de la Dent Blanche et du Cervin, Doc. 22)
correspondent au déplacement de lambeaux de croûte ou de lithosphère de grande taille sur plusieurs km
ou dizaines de km. Sous l’effet de la convergence, les roches se fracturent et glissent sur des couches plus
plastiques (généralement du gypse ou des argiles du Trias –200 Ma). Ces structures sont d’excellents témoins
de la collision continentale et du raccourcissement des croûtes continentales en présence.
L’analyse sismique (Doc. 22) montre que le Moho atteint 50 km sous les Alpes (contre 30 km dans
les bassins sédimentaires ou 10 sous le plancher océanique). Ce sur-épaississement crustal, nommé racine
crustale, s’explique par le raccourcissement de la croûte continentale et les chevauchements qui ont pour
effet immédiat d’épaissir la lithosphère continentale dans la zone de collision et ainsi de générer les reliefs.
A la manière d’un iceberg, la partie immergée de la montagne est beaucoup plus importante que la partie visible,
d’où la racine crustale profonde. Raccourcissement et chevauchements génèrent des frottements à l’origine des
séismes enregistrés, encore de nos jours dans les Alpes par exemple.
IV-4 Le devenir de la chaîne alpine
Toutes les roches de surface sont soumises en permanence à l’altération et à l’érosion, c’est-àdire
à leur destruction mécanique et chimique. Les produits de démantèlement sont transportés et déposés dans
les bassins sédimentaires et au fond des océans. Cette érosion est d’autant plus intense que les reliefs sont
marqués. Les montagnes sont donc le siège d’une intense érosion.
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
Doc. 17 : Les blocs basculés
et les failles normales
témoignent d’une région
anciennement en distension.
D’après SVT Term. S, éditions
Didier 2002, modifié Remérand
2002
Doc. 18 : Les sédiments syn et post-rift attestent de la présence d’une ancienne marge passive et
retracent le processus d’océanisation.
D’après SVT Term. S, éditions Didier et Belin 2002, modifié Remérand 2002
Ammonites,
céphalopodes
fossiles des
hauts fonds
marins
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
Doc. 19 : Les ophiolites sont des lambeaux
de plancher océanique transportés sur les
reliefs. Ils témoignent de l’emplacement
d’un ancien océan, aujourd’hui disparu.
D’après SVT Term. S, éditions Hatier 2002, modifié
Remérand 2002
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Doc. 20 : Les schistes bleus et éclogites retrouvés
dans les Alpes attestent de la présence d’une
ancienne zone de subduction.
D’après SVT Term. S, éditions Bordas 2002, modifié
Remérand 2002
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
Doc. 21 : Plis, failles inverses, plis-faillés, chevauchement et nappes de charriages sont des
structures caractéristiques d’une région soumise à un régime de compression.
D’après SVT 1 ère S éditions Hatier 1993 et SVT Term. S, éditions Hatier 2002, modifié Remérand 2002
Un chevauchement de grande amplitude
(10 à 100 km) est un charriage
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
Doc. 22 : La racine crustale observée par analyse sismique s’explique par un raccourcissement
de la croûte continentale doublé d’un surépaississement du aux chevauchements.
D’après SVT Term. S, éditions Didier 2002, modifié Remérand 2002
Doc. 23 : La topographie des chaînes de
montagne dépend de 3 paramètres :
surrection, érosion et ré-ajustement
isostatique. L’histoire d’une montagne
s’achevant par la pénéplanation.
D’après SVT Term. S, éditions Didier 2002,
modifié Remérand 2002
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
La lithosphère « flotte » sur l’asthénosphère. Si on érode les montagnes, ces dernières moins lourdes
vont remonter, lentement. La compensation isostatique contrecarre l’érosion. C’est ainsi que des roches
plutoniques sont mises à jour.
La topographie des chaînes de montagne dépend donc de 3 facteurs (Doc. 23) :
- la surrection liée aux contraintes tectoniques de compression,
- l’érosion
- le ré-équilibrage isostatique.
A l’heure actuelle, dans les Alpes, le bilan est tel que l’altitude de la chaîne augmente de 1 cm par
siècle. Lorsque la collision aura cessé, l’érosion prédominera et la chaîne de montagne et sa racine crustale
disparaîtront progressivement conduisant à sa pénéplanation. La lithosphère continentale retrouvera
ainsi son épaisseur initiale.
Conclusion
La genèse d’un océan au sein d’une plaque continentale, la disparition de ce même océan dans une
zone de subduction, le rapprochement et finalement la collision de deux plaques continentales amenant la
surrection d’une chaîne de montagne inexorablement érodée, décrit le cycle des plaques lithosphériques.
Ainsi, la Terre évolue par des grands cycles successifs d’ouverture puis de fermeture d’océan (cycle de
Wilson ou cycle des super-continents) associés à des phases orogéniques (formation puis destruction des
chaînes de montagne).
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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
DOSSIER 2 ––––Convergence Convergence lithosphérique lithosphérique et et ses ses effets
effets effets----
Résumé
1Les zones de subduction, marges continentales actives et arcs insulaires actifs,
sont caractérisées des reliefs négatif et positif importants, par une activité sismique,
tectonique et magmatique intense ainsi qu’une double anomalie thermique.
2Une plaque océanique s’alourdit au cours de son histoire. Lorsqu’elle n’arrive
plus à flotter sur l’asthénosphère, elle cède sous son propre poids et s’enfonce alors
irrémédiablement dans le manteau : une zone de subduction est née.
3 La plaque plongeante frotte sous la plaque chevauchante générant des séismes.
L’enregistrement de ces tremblements de terre décrit une inclinaison appelée plan de
Bénioff dont l’angle varie en fonction de l’âge de la plaque plongeante.
4 Le plancher océanique au cours de sa longue histoire subit des transformations
isochimiques à l’état solide. Ce métamorphisme est caractérisé par des phénomènes
d’hydratation-déshydratation à faible température mais à pression variable.
5 Les schistes verts sont repérables par la transformation des plagioclases et
pyroxènes des gabbros en hornblende puis en actinote et chlorite. Lors de la subduction,
seule la pression varie beaucoup, mais les conditions de stabilité des minéraux étant
changées, les réseaux cristallins se modifient et de nouveaux minéraux apparaissent : la
glaucophane (amphibole, hydratée) associée ou non à la jadéite dans les schistes bleus,
jadéite et grenat (minéraux anhydres) dans les éclogites.
6 La déshydratation des minéraux lors de la subduction libère une grande quantité
d’eau qui abaisse la courbe de solidus des péridotites sus-jacentes à la plaque plongeante.
Un magma est généré, chaud et moins dense ce magma monte. Le magma soit atteint
péniblement la surface et engendre un volcanisme andésitique explosif (andésite, rhyolite)
soit le magma beaucoup trop visqueux car riche en silice forme des bulles ou diapirs en
profondeur à l’origine des plutons de granites et granodiorites à structure grenue.
7 Ce sont ces plutons granodioritiques qui forment de la croûte continentale. La
zone de subduction est donc une zone de disparition de croûte océanique et de création de
croûte continentale.
8 La convergence s’achève avec la collision continentale et donc la mise en place de
reliefs montagneux au sein desquels on retrouve des traces de toute l’histoire des plaques
en présence : océanisation (blocs basculés, failles normales et sédiments syn et post-rift
avec une sédimentation de plaine côtière, de plate-forme continentale, de talus continental
et enfin de pleine mer), fermeture de l’océan (ophiolites = morceaux de plancher
océanique obductés), subduction (schistes bleus et éclogites) et enfin collision (plis, failles
inverses, plis-faillés, chevauchements et charriages ainsi qu’une racine crustale).
9 La chaîne de montagne finira par disparaître, sa topographie dépendant de 3
paramètres : le mécanisme de surrection (les phénomènes de compression), l’érosion et la
compensation isostatique. La chaîne de montagne pénéplanée servira de point de départ à
une nouvelle océanisation, un nouveau cycle débutera alimentant le cycle des supercontinents.
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