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Enseignement Obligatoire de T erm S - Dossier 2 : Convergence lithosphérique et ses effets -
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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Samuel Remérand 2007-2008