La dynamique des zones de convergence
Les zones de subduction.
L’accrétion océanique au niveau des dorsales crée de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale lors de l’expansion océanique. Le volume de la terre étant fixe, cela suggère qu’un mécanisme compensateur permettrait de faire “disparaître” de la lithosphère océanique. En étudiant la topographie des fonds océaniques Harry Hess avait déjà émis l’hypothèse selon laquelle ce mécanisme induisant la disparition de la lithosphère océanique (subduction) aurait lieu au niveau des fosses océaniques ou zones de subduction.
Le moteur de la subduction.
Lors de l’expansion océanique, la lithosphère océanique se refroidit en s’éloignant de la dorsale. Ce refroidissement induit l’épaississement de la lithosphère océanique par incorporation de péridotites asthénosphériques, ce qui augmente la masse volumique moyenne de la lithosphère océanique.
Quand la lithosphère océanique atteint environ 25 Ma, sa masse volumique devient supérieure à celle de l’asthénosphère, ce qui induit alors (en théorie) l’entrée en subduction de la lithosphère océanique.
La subduction est cependant généralement retardée. En effet la lithosphère océanique âgée et plus dense que l’asthénosphère est solidaire (rattachée) à la lithosphère océanique jeune et peu dense d’une part, et à la lithosphère continentale également peu dense d’autre part qui agissent alors comme des flotteurs retardant l’entrée en subduction jusqu’à ce qu’un événement tectonique vienne désolidariser l’ensemble.
Les caractéristiques des zones de subduction.
Les zones de subduction sont caractérisées par:
• Un contexte tectonique convergent induisant des contraintes compressives.
• Un relief négatif: une fosse océanique (jusqu’à 10 000 m de profondeur) parfois comblée par un prisme d’accrétion sédimentaire (Barbade).
• Un relief positif: cordillère ou alignement d’îles volcaniques (parallèles à la fosse)
• Une activité volcanique: arc volcanique (continental ou insulaire) toujours situé sur la plaque chevauchante.
• Une activité sismique: caractérisée par l’alignement des foyers sismiques suivant un plan incliné (plan de Benioff) de plus en plus profond en allant de la plaque subduite vers la plaque chevauchante.
• Une anomalie thermique négative au niveau de la lithosphère océanique subduite froide (enfoncement des isothermes)
• Une anomalie thermique positive à l’aplomb de l’arc volcanique siège d’une activité magmatique.
On distingue deux types de zones de subduction: les marges actives et les arcs insulaires actifs:
Une marge (marge continentale) est une zone immergée faisant le raccord entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale.
Les marges actives sont des zones de subduction au niveau desquelles une lithosphère océanique entre en subduction sous une lithosphère continentale appartenant à une autre plaque lithosphérique; comme c’est le cas au Pérou Chili.
Les arcs insulaires actifs sont des alignements en forme d’arc d’îles volcaniques. Dans ces zones, une lithosphère océanique entre en subduction sous une autre lithosphère océanique appartenant à une autre plaque lithosphérique; comme c’est le cas au Japon.
Légendes: CO: croûte océanique, CC: croûte continentale, MSL: manteau supérieur lithosphérique, A: asthénosphère, F: fosse, AV: arc volcanique, AT+: anomalie thermique positive, AT-: anomalie thermique négative, BAA: bassin d’arrière arc, PS: plaque subduite, PC: plaque chevauchante, * : foyer sismique
Le magmatisme des zones de subduction.
L’activité magmatique des zones de subduction s’exprime en surface par un volcanisme important. Ce volcanisme diffère de celui des dorsales océaniques et des points chauds.
Les zones de subduction sont marquées par une activité volcanique importante et caractéristique. Les éruptions sont explosives et violentes. Ce type d’éruption s’explique par l’importante viscosité des laves liée en particulier à leur forte teneur en silice.
Lors d’une éruption, la lave, trop visqueuse pour pouvoir s’écouler facilement, se refroidit en formant un véritable « bouchon » dans la cheminée volcanique. Les gaz provenant du dégazage du magma s’accumulent alors dans la cheminée et, lorsque la pression des gaz devient trop importante, elle pulvérise le bouchon et, souvent, toute la partie sommitale du volcan est décapitée. Cette gigantesque explosion donne naissance à un énorme panache volcanique et à une nuée ardente, composée de gaz, de cendres et de blocs de toutes tailles, porté à haute température et dévalant les pentes à une grande vitesse (200 à 600 km par heure).
Les roches magmatiques des zones de subduction.
On observe, dans les zones de subduction, la présence d’andésites et de granodiorites. Ces roches ont des compositions chimiques similaires ce qui montre qu’elles ont refroidi et cristallisé à partir d’un même type de magma.
Les andésites sont des roches volcaniques à structure microlithique : la plus grande partie de la roche est formée de microlites noyés dans un verre non cristallisé. Une telle structure révèle un refroidissement rapide du magma en surface à la suite d’une éruption.
Les granitoïdes sont des roches plutoniques à structure grenue. Elles sont entièrement cristallisées et composées de phénocristaux. Une telle structure révèle un refroidissement lent en profondeur, à l’intérieur d’une grosse « bulle » que l’on appelle un pluton.
D’un point de vue chimique, l’andésite et les granodiorites sont plus riches en silicium qu’un basalte et montrent surtout la présence d’hydrogène qui, combiné à l’oxygène, rend compte de la présence de minéraux hydroxylés (micas et amphiboles).
Cette propriété est à mettre en parallèle avec la présence d’eau dans les gaz volcaniques émis et suggère la présence d’eau dans les magmas à l’origine de leur formation.
Les conditions de formation du magma au niveau des zones de subduction.
L’observation du volcanisme et du plan de subduction permet de proposer une origine du magma située vers 100 à 150 km de profondeur. A cette profondeur se situe la péridotite du manteau supérieur chevauchant.
Les conditions de pression et de température qui règnent à cette profondeur ne permettent pas la fusion d’une péridotite sèche; en revanche une péridotite hydratée peut entrer en fusion partielle: l’apport d’eau abaisse la température de fusion partielle de la péridotite. Ainsi, entre 80 et 220 km de profondeur, les conditions de pression et de température d’une zone de subduction suffisent à provoquer la fusion partielle d’une péridotite hydratée
La fusion partielle des péridotites donne naissance à un magma; ce magma chaud, fluide et moins dense s’élève. Lors de sa remontée le magma peut séjourner en profondeur dans la croûte continentale; son refroidissement lent donne alors naissance aux plutons de granodiorites et granites. Le magma peut arriver rapidement en surface (volcanisme explosif andésitique); son refroidissement rapide donne alors naissance à des roches volcaniques microlitiques de type andésite.
La relation entre le métamorphisme et le magmatisme de subduction.
La croute océanique qui subit la subduction est froide, âgée, et très hydratée : lors de leur histoire océanique, les basaltes et gabbros qui la constituent, ont en effet été transformés par les circulations hydrothermales. Des minéraux verts tels que la chlorite, un minéral très riche en eau, se sont formés, donnant à ces roches un faciès particulier, celui des schistes verts (association chlorite actinote).
Lors de la subduction, la croute océanique se transforme et se déshydrate. Les roches de la croute océanique entrainées dans la subduction sont soumises à de nouvelles conditions de température et de pression (haute pression - basse température “HP/BT” - car enfoncement d’une LO froide en profondeur): elles se transforment à l’état solide (métamorphisme) et se déshydratent.
Ces réactions métamorphiques de haute pression basse température aboutissent à la formation de minéraux caractéristiques, le glaucophane (faciès schiste bleu) puis le grenat et la jadéite (faciès éclogite), de plus en plus pauvres en eau.
L’eau libérée lors de ces processus va hydrater les péridotites du manteau chevauchant et déclencher leur fusion partielle à l’origine des magmas.
Conclusion: La production de magmas dans les zones de subduction est le principal fabricant de la croûte continentale récente : on qualifie cette production d’accrétion continentale.
Les zones de collision.
La convergence des plaques lithosphériques conduit, après la subduction de la lithosphère océanique, à la collision des deux lithosphères continentales autrefois séparées par un océan. La collision est à l’origine d’un épaississement crustal formant des chaînes de montagnes dites de collision, telles que les Alpes ou l’Himalaya caractérisées par des reliefs élevés.
Les indices tectoniques de l’épaississement crustal:
Les plis et les failles inverses provoquent un raccourcissement horizontal des terrains et un épaississement vertical donc un relief positif.
Les chevauchements correspondent à un déplacement et à une superposition de roches provenant de régions plus ou moins éloignées. Lorsque le déplacement est de l’ordre de plusieurs dizaines de kilomètres, on parle de nappes de charriage. Un chevauchement intervient par l’intermédiaire d’une faille inverse; il inverse la série stratigraphique. Cette superposition conduit aussi à un raccourcissement horizontal des terrains et à un épaississement vertical donc un relief positif.
La chaîne des Alpes est caractérisée en profondeur par une racine crustale profonde, où le Moho se situe non pas à 30 km mais à plus de 50 km de profondeur. Le profil sismique des alpes montre un empilement d’écailles crustales séparées par des chevauchements et des failles inverses constituant un prisme de collision. Ces structures profondes particulières (racine crustale et prisme de collision) conduisent à un raccourcissement horizontal et à un épaississement vertical.
Les plis, les failles inverses, les chevauchements, la racine crustale et le prisme de collision sont des indices tectoniques de l’épaississement crustal, ils résultent de forces tectoniques compressives (contexte convergent) et induisent un raccourcissement horizontal et un épaississement vertical à l’origine du relief.
Les indices métamorphiques de l’épaississement crustal:
La pétrographie des gneiss et des migmatites met en évidence un métamorphisme de moyenne pression haute température (MP-HT) et des traces de fusion partielle qui caractérisent un enfouissement des roches lié à l’épaississement crustal
Dans un contexte tectonique convergent, des contraintes compressives ont provoqué un raccourcissement et un épaississement de la croûte continentale. L’épaississement a induit un enfouissement des roches; l’augmentation de PT a provoqué le métamorphisme et la fusion partielle à l’origine des gneiss et des migmatites