Convergence : subduction, magmatisme et collision

Marqueurs de la subduction (fosse, plan de Wadati-Benioff, flux géothermique, tomographie), densité de la lithosphère océanique et convection, métamorphisme et déshydratation de la plaque plongeante, magmatisme de la plaque chevauchante, collision, raccourcissement et épaississement crustal.

À propos de cette page

Ce cours de SVT de première spécialité sur la convergence suit cinq parties : les marqueurs de la subduction (fosse, plan de Wadati-Benioff, flux, tomographie), la densité de la lithosphère océanique et la convection, le métamorphisme et la déshydratation de la plaque plongeante, le magmatisme de la plaque chevauchante, puis la collision et l’épaississement de la croûte. Trois figures : coupe d’une subduction, diagramme de la péridotite, chevauchement.

Les marqueurs d’une zone de subduction

Rappel. En 5^e, tu as vu qu’aux frontières de convergence une lithosphère océanique plonge sous une autre plaque (subduction) ou que deux continents se rencontrent (collision) : « La tectonique des plaques ». En 1^re, on cherche les preuves de la subduction, ses causes et ce qu’elle produit ; la lithosphère rigide et l’asthénosphère ductile ont été définies dans le chapitre « Structure du globe ».

Ce qu’il faut savoir Dans une zone de subduction, la lithosphère océanique plonge en profondeur sous une autre plaque, la plaque chevauchante. Plusieurs méthodes la repèrent :
— la morphologie : une fosse océanique, dépression allongée (près de 11 km sous le niveau de la mer aux Mariannes), marque l’entrée de la plaque plongeante ; un arc volcanique la borde du côté de la plaque chevauchante ;
— la sismologie : les foyers des séismes, superficiels près de la fosse, sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante, jusqu’à environ 700 km. Ils dessinent une surface inclinée, le plan de Wadati-Benioff, qui matérialise le panneau plongeant. Son inclinaison, le pendage θ, se calcule entre deux foyers :

\tan θ = \frac{Δ p}{Δ d}

(écart de profondeur sur écart de distance à la fosse) ; selon les zones, il va d’une dizaine de degrés à près de 90°, et il augmente souvent en profondeur ;
— la thermique : le flux géothermique est faible à la fosse et dans l’avant-arc (la bande de plaque chevauchante comprise entre la fosse et l’arc), car la plaque froide entraîne les isothermes vers le bas ; il est élevé sous l’arc, où des magmas remontent ;
— la tomographie sismique : la plaque plongeante, froide et rigide, apparaît comme une bande inclinée où les ondes vont plus vite que dans le modèle PREM (anomalie positive).
Un séisme est la rupture d’une roche cassante : des foyers à plusieurs centaines de kilomètres prouvent que la plaque plongeante reste froide et rigide alors que l’asthénosphère qui l’entoure, chaude, se déforme de façon ductile sans séisme.

Figure 1 — Coupe à l’échelle d’une zone de subduction de pendage 35°.

Exemples

Calculer un pendage. Deux foyers d’un même plan de Wadati-Benioff : A à 20 km de la fosse et 15 km de profondeur, B à 260 km et 155 km. $Δ d = 240$ km, $Δ p = 140$ km, $\tan θ = \frac{140}{240} \approx 0, 583$ , d’où θ ≈ 30,3° (touche arctan de la calculatrice, en degrés).

Un séisme très profond. Le 9 juin 1994, un séisme de magnitude 8,2 s’est produit sous la Bolivie, à 631 km de profondeur (USGS) : à cette profondeur, seule une plaque plongeante restée froide peut encore casser.

Lire une tomographie. À 300 km de profondeur, PREM prévoit 4,70 km/s pour les ondes S ; dans une bande inclinée sous l’arc, on mesure 4,84 km/s : $\frac{4, 84 - 4, 70}{4, 70} \times 100 \approx + 3, 0$ %. Les ondes vont plus vite : la roche est plus froide, c’est la plaque plongeante.

Réflexe — je repère de quel côté les foyers s’approfondissent (c’est le sens du plongement), je calcule le pendage avec Δp ÷ Δd, puis je vérifie que flux et tomographie désignent la même plaque froide.

Attention — dans $\tan θ = \frac{Δ p}{Δ d}$ , la profondeur est en haut : inverser le rapport donne l’angle complémentaire (90° − θ). Et une anomalie positive de vitesse signale une roche froide, pas chaude. Enfin, les séismes profonds ne se produisent pas dans l’asthénosphère, mais dans la plaque plongeante.

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Pourquoi la lithosphère océanique plonge : densité et convection

Ce qu’il faut savoir Une lithosphère qui s’alourdit. Née à la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit en s’en éloignant : elle s’épaissit par le bas et sa densité moyenne augmente (chapitre « Divergence »). Sa densité moyenne se calcule comme une moyenne pondérée par les épaisseurs :

ρ_{litho} = \frac{e_{c} \times ρ_{c} + (e - e_{c}) \times ρ_{m}}{e}

, avec

e

l’épaisseur de la lithosphère,

e_{c}

celle de la croûte,

ρ_{c}

ρ_{m}

les densités de la croûte et du manteau lithosphérique.
Quand cette densité dépasse celle de l’asthénosphère sous-jacente, la lithosphère est en déséquilibre gravitaire : elle peut s’y enfoncer. Avec les valeurs usuelles des manuels, cela arrive au-delà de quelques dizaines de millions d’années (environ 30 à 40 millions d’années). L’augmentation de densité de la lithosphère est ainsi un facteur important qui contrôle la subduction.
Traction et éclogitisation. Une fois engagée, la partie plongeante, plus dense que le manteau, tire le reste de la plaque. En profondeur, sa croûte se transforme en éclogite (densité ≈ 3,5, plus que la péridotite ≈ 3,3) : la traction augmente (partie 3).
Convection. La mobilité des plaques résulte de la convection, qui implique les plaques elles-mêmes et l’ensemble du manteau : les plaques qui plongent forment les mouvements descendants de la convection ; ceux-ci participent à leur tour à la mise en place des mouvements ascendants, sous les dorsales notamment. Forsyth et Uyeda (1975) ont montré que la vitesse d’une plaque dépend surtout de la longueur de fosse où elle plonge : les plaques bordées de longues zones de subduction sont les plus rapides, et leurs dorsales s’ouvrent vite. La surface de la Terre ne change pas : ce que les dorsales créent, les fosses le font disparaître.

Exemples

Densité moyenne. Croûte : $e_{c} = 7$ km, $ρ_{c} = 2, 9$ ; manteau lithosphérique : $ρ_{m} = 3, 3$ ; lithosphère de 70 km : $ρ = \frac{7 \times 2, 9 + 63 \times 3, 3}{70} = \frac{20, 3 + 207, 9}{70} = \frac{228, 2}{70} \approx 3, 26$ , un peu plus que l’asthénosphère (3,25) : déséquilibre gravitaire.

Épaisseur et âge du basculement. Avec les mêmes valeurs, le déséquilibre commence quand $20, 3 + 3, 3 (e - 7) > 3, 25 e$ , soit $0, 05 e > 2, 8$ , donc $e > 56$ km. Si l’épaisseur suit la loi empirique $e = 10 \sqrt{t}$ ( $e$ en km, $t$ en millions d’années), $\sqrt{t} > 5, 6$ : $t > 31, 36$ , soit environ 31 millions d’années. Les lithosphères qui arrivent aux fosses sont souvent bien plus âgées.

Réflexe — pour savoir si une lithosphère peut plonger, je calcule sa densité moyenne pondérée par les épaisseurs et je la compare à celle de l’asthénosphère.

Attention — la densité moyenne n’est pas la moyenne simple des deux densités : chaque densité compte selon l’épaisseur de sa couche. Et le seuil n’est pas une règle absolue : une plaque jeune peut continuer à plonger si sa partie déjà enfoncée, éclogitisée, la tire.

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La plaque plongeante se transforme et se déshydrate

Ce qu’il faut savoir Une croûte hydratée à la dorsale. Près de la dorsale, l’eau de mer circule dans la croûte océanique et modifie ses minéraux : le gabbro devient un métagabbro riche en minéraux hydratés (chlorite, actinote), du faciès schistes verts.
Un métamorphisme haute pression, basse température. En plongeant, la plaque subit une forte hausse de pression mais se réchauffe lentement : ses minéraux deviennent instables et se transforment à l’état solide, sans fusion (c’est le métamorphisme). La roche passe au faciès schistes bleus, marqué par le glaucophane, puis au faciès éclogite, à grenat et jadéite.

Faciès	Minéraux indicateurs	Eau dans les minéraux
schistes verts	chlorite, actinote, plagioclase	minéraux hydratés
schistes bleus	glaucophane (amphibole bleue), plagioclase	moins d’eau
éclogite	grenat, jadéite (pyroxène)	minéraux anhydres (sans eau)

Les réactions de déshydratation (écritures simplifiées) : chlorite + plagioclase → glaucophane + H₂O, puis glaucophane + plagioclase → grenat + jadéite + H₂O. À chaque étape, la plaque perd de l’eau, qui monte dans le coin de manteau de la plaque chevauchante (partie 4). Les réactions sont souvent incomplètes : un grain de minéral ancien, une relique, entouré du nouveau minéral, montre le passage d’un faciès à l’autre.

Situer une roche. Dans la lithosphère, une pression de 1 GPa correspond à environ 33 km de profondeur (pour une densité moyenne des roches proche de 3). Le rapport température ÷ profondeur donne le gradient subi : on le compare au gradient moyen de la croûte continentale, ≈ 30 °C/km.

Exemples

Une éclogite. Une roche à grenat et jadéite s’est équilibrée à 1,8 GPa et 500 °C : profondeur ≈ 1,8 × 33 ≈ 59,4 km, soit environ 59 km ; gradient ≈ 500 ÷ 59,4 ≈ 8,4 °C/km, plus de trois fois moins que 30 °C/km : métamorphisme de haute pression et basse température, celui d’une plaque qui plonge.

Une relique. Un schiste bleu contient du glaucophane qui entoure des grains de chlorite : la réaction chlorite + plagioclase → glaucophane + H₂O est restée incomplète ; la roche est un ancien métagabbro du faciès schistes verts.

Réflexe — minéraux indicateurs → faciès ; pression × 33 → profondeur ; température ÷ profondeur → gradient ; disparition des minéraux hydratés → eau libérée.

Attention — un schiste bleu ou une éclogite n’a jamais fondu : tout se passe à l’état solide. Et c’est la pression qui augmente beaucoup, pas la température : le gradient est faible.

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Le magmatisme des zones de subduction

Ce qu’il faut savoir Un magmatisme sur la plaque chevauchante. L’eau libérée par le panneau plongeant hydrate le coin de manteau, la péridotite située sous la plaque chevauchante. L’eau abaisse le solidus de la péridotite (la température de début de fusion) de plusieurs centaines de degrés : là où le géotherme dépasse ce solidus hydraté, la péridotite subit une fusion partielle (quelques % de la roche fondent). Le magma, moins dense, remonte. Ce n’est pas, en général, la plaque plongeante qui fond : elle reste trop froide et ne fournit que l’eau.
Où se forme l’arc. Les volcans se placent à l’aplomb du point où la plaque atteint environ 100 km de profondeur (de 65 à 130 km selon les arcs, England et al., 2004). L’arc est donc parallèle à la fosse, à une distance

d = \frac{p}{\tan θ}

: plus le pendage est faible, plus l’arc est loin.
Des roches qui témoignent de l’eau. Les magmas sont riches en eau : leurs roches contiennent des minéraux hydroxylés (porteurs de groupements OH), l’amphibole hornblende et le mica noir biotite.
— En surface, le volcanisme est explosif (magma visqueux, riche en gaz) ; refroidies vite, les laves ont une structure microlitique (petits cristaux en bâtonnets, les microlites, et du verre) : andésites, rhyolites (plus riches en silice).
— En profondeur, le magma cristallise lentement en massifs plutoniques de structure grenue (cristaux tous visibles à l’œil nu et jointifs) : granodiorites, granites (un peu plus riches en silice que les granodiorites).
Une diversité acquise pendant la remontée. Le magma se modifie en montant : les premiers cristaux formés, pauvres en silice, se séparent du liquide, qui s’enrichit en silice ; il peut aussi assimiler des roches qu’il traverse. Ces magmas, moins denses que le manteau, s’ajoutent à la croûte : les zones de subduction fabriquent de la croûte continentale.

Figure 2 — Solidus de la péridotite sèche et hydratée et géotherme du coin de manteau (valeurs simplifiées).

Exemples

Lire la figure 2. À 125 km, le géotherme vaut 1 180 °C : c’est 190 °C au-dessus du solidus hydraté (990 °C), donc le manteau hydraté fond partiellement ; mais il reste 370 °C sous le solidus sec (1 550 °C) : sans eau, aucune fusion.

Distance fosse-arc. Pendage de 40° ( $\tan 40 ° \approx 0, 839$ ), plaque à 110 km sous l’arc : $d = \frac{110}{0, 839} \approx 131$ km.

Réflexe — sur un diagramme de la péridotite, il y a fusion partielle là où le géotherme passe à droite (au-dessus) du solidus : je compare le géotherme aux deux solidus pour montrer le rôle de l’eau.

Attention — l’eau ne réchauffe pas le manteau : elle abaisse sa température de fusion, le géotherme ne change pas. Et la roche qui fond est le manteau de la plaque chevauchante, pas la croûte de la plaque plongeante.

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La collision : raccourcissement, empilement, épaississement

Ce qu’il faut savoir Quand l’océan a disparu. Une fois la lithosphère océanique entièrement subduite, deux lithosphères continentales se rencontrent. Leurs croûtes, épaisses et peu denses (≈ 2,7), ont la même densité : aucune ne plonge durablement dans le manteau. C’est la collision.
Raccourcissement et empilement. La convergence continue : la croûte se raccourcit à l’horizontale, se découpe en écailles qui s’empilent, et s’épaissit. Elle passe d’environ 30 km à 50-55 km sous le cœur des Alpes et à environ 70 km sous l’Himalaya et le Tibet ; sous le relief, elle forme une racine crustale.
Les structures tectoniques, repérées à toutes les échelles, attestent ce raccourcissement et cet empilement :
— les plis (droits, déversés ou couchés), du centimètre à la montagne entière ;
— les failles inverses, où le compartiment situé au-dessus de la faille remonte ;
— les chevauchements, failles inverses à faible pendage qui font glisser un ensemble de terrains sur un autre : des terrains plus anciens reposent alors sur des plus récents, c’est une superposition anormale ;
— les nappes de charriage, ensembles de terrains détachés de leur base et déplacés sur des dizaines de kilomètres.

Figure 3 — Un chevauchement : le Trias de l’unité déplacée repose sur le Crétacé de l’unité en place.

Voir la croûte en profondeur. Les profils ECORS (Étude de la croûte continentale et océanique par réflexion sismique) enregistrent les ondes réfléchies par les limites entre roches. Celui des Pyrénées (1985-1986, environ 250 km du bassin d’Aquitaine au bassin de l’Èbre) montre des écailles empilées et la croûte ibérique glissée sous la croûte européenne : le Moho, vers 30 km sous les bassins, descend vers 50 km sous la chaîne. La reconstitution de la coupe donne au moins 147 km de raccourcissement (Muñoz, 1992). Le profil des Alpes (ECORS-CROP, 1986-1987) montre lui aussi la racine et l’empilement.

L’Himalaya, une collision active. L’Inde se rapproche de l’Eurasie d’environ 4 cm par an ; les mesures GPS au Népal montrent qu’environ 2 cm par an sont absorbés par les chevauchements de l’Himalaya (Bilham et al., 1997). Le sommet de l’Everest est fait de calcaires marins de l’Ordovicien, à débris de trilobites et de crinoïdes : des roches déposées au fond d’une mer et portées à plus de 8 000 m par l’empilement des écailles.

Exemples

Mesurer un raccourcissement. Une couche plissée occupe aujourd’hui 24 km ; déplissée, elle mesure 36 km : raccourcissement = 36 − 24 = 12 km, soit $\frac{12}{36} \approx 33$ % de la longueur initiale.

Mesurer un épaississement. La croûte mesure 30 km sous l’avant-pays et 51 km sous la chaîne : 51 − 30 = 21 km de plus, soit $\frac{51}{30} = 1, 7$ fois plus épaisse.

Réflexe — dans une chaîne, je cherche les marques du raccourcissement (plis, failles inverses, chevauchements, nappes) et celles de l’épaississement (racine crustale, Moho profond), à toutes les échelles.

Attention — une faille inverse traduit une compression ; une faille normale, une extension (dorsales, rifts). Et le raccourcissement se rapporte à la longueur initiale (déplissée), pas à la longueur actuelle.

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Pour aller plus loin

Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées ailleurs.

La formation de la lithosphère océanique à la dorsale, son refroidissement, son épaississement (loi épaisseur-âge) et l’hydrothermalisme : chapitre « Divergence : dorsales, rifts et lithosphère océanique ».
La mesure des mouvements des plaques (anomalies magnétiques, GPS, points chauds) : chapitre « Tectonique des plaques : la mobilité horizontale ».
Les traces d’un océan disparu dans une chaîne : ophiolites (fragments de lithosphère océanique charriés sur le continent), roches de haute pression ramenées en surface, chemins pression-température et histoire des Alpes se voient en terminale : « Passé mouvementé de la Terre : marges, ophiolites, chaînes ».

À retenir

Subduction : fosse, arc volcanique, foyers alignés sur le plan de Wadati-Benioff (jusqu’à ≈ 700 km), de pendage $\tan θ = \frac{Δ p}{Δ d}$ ; flux faible à la fosse, élevé sous l’arc ; plaque froide en anomalie de vitesse positive. Plaque plongeante cassante, asthénosphère ductile.
La lithosphère océanique s’épaissit et s’alourdit en vieillissant ; quand sa densité moyenne $\frac{e_{c} ρ_{c} + (e - e_{c}) ρ_{m}}{e}$ dépasse celle de l’asthénosphère (après ≈ 30 à 40 millions d’années), elle peut plonger. La traction de la plaque plongeante entraîne la plaque : c’est la branche descendante de la convection.
Plaque plongeante hydratée à la dorsale : métamorphisme HP-BT à l’état solide, schistes verts (chlorite, actinote) → schistes bleus (glaucophane) → éclogite (grenat, jadéite, anhydres) ; l’eau est libérée ; 1 GPa ≈ 33 km.
L’eau abaisse le solidus du coin de manteau de la plaque chevauchante, qui fond partiellement ; magmas riches en eau (hornblende, biotite) : volcanisme explosif (andésites, rhyolites) et plutons (granodiorites, granites) ; arc à $d = \frac{p}{\tan θ}$ de la fosse.
Collision : deux lithosphères continentales de même densité ne plongent pas ; raccourcissement et empilement épaississent la croûte (racine crustale, 50-55 km sous les Alpes, environ 70 km sous le Tibet), attestés par plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriage, et par les profils ECORS.

Questions fréquentes

Comment reconnaît-on une zone de subduction ?

Par une fosse océanique, un arc volcanique et surtout par les foyers des séismes, de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante jusqu’à environ 700 km : ils dessinent le plan de Wadati-Benioff, dont le pendage se calcule avec tan θ = Δp ÷ Δd. Le flux géothermique est faible à la fosse et fort sous l’arc, et la tomographie montre la plaque plongeante froide en anomalie de vitesse positive.

Pourquoi la lithosphère océanique plonge-t-elle dans le manteau ?

En vieillissant, elle se refroidit et s’épaissit : son manteau lithosphérique, plus dense que sa croûte, prend de plus en plus de place et sa densité moyenne augmente. Après quelques dizaines de millions d’années, elle devient plus dense que l’asthénosphère : elle peut s’y enfoncer. La partie plongeante tire ensuite le reste de la plaque ; elle forme la branche descendante de la convection du manteau.

Que devient la croûte océanique pendant la subduction ?

Hydratée près de la dorsale (faciès schistes verts, chlorite, actinote), elle subit un métamorphisme de haute pression et basse température, à l’état solide : elle passe au faciès schistes bleus (glaucophane), puis éclogite (grenat, jadéite). Ces réactions libèrent son eau et la rendent plus dense que le manteau.

Pourquoi y a-t-il des volcans au-dessus des zones de subduction ?

L’eau libérée par la plaque plongeante hydrate le coin de manteau de la plaque chevauchante et abaisse son solidus : la péridotite fond partiellement. Le magma, riche en eau, donne un volcanisme explosif (andésites, rhyolites) et des plutons de granodiorite et de granite, dont la hornblende et la biotite témoignent de cette eau.

Comment une collision forme-t-elle une chaîne de montagnes ?

Quand l’océan a disparu, deux lithosphères continentales de même densité se rencontrent sans pouvoir plonger durablement. La croûte se raccourcit et s’empile en écailles : elle s’épaissit jusqu’à 50-55 km sous les Alpes et environ 70 km sous le Tibet, avec une racine crustale. Plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriage en témoignent, comme les profils sismiques ECORS.

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