SVT (Spé) — La dynamique interne de la Terre
La convergence et ses conséquences
Subduction, collision, volcanisme d'arc, métamorphisme et formation des chaînes de montagnes
Résumé synthétiqueFiche en 5 sectionsQuiz de 11 questionsGratuit, sans pub
Résumé
Aux limites convergentes, deux plaques lithosphériques se rapprochent, ce qui entraîne soit une subduction, soit une collision. La subduction se produit quand une plaque océanique, devenue dense par refroidissement, plonge sous une autre plaque (océanique ou continentale). Elle se manifeste par une fosse océanique profonde, un plan incliné de séismes (plan de Wadati-Benioff) et un volcanisme d'arc intense. Le magma d'arc est produit par la fusion partielle du manteau au-dessus de la plaque plongeante, déclenchée par l'eau libérée par les roches de la plaque subduite. Quand un océan se ferme entièrement par subduction, deux masses continentales entrent en collision : c'est la collision, qui forme de grandes chaînes de montagnes comme les Alpes ou l'Himalaya. Les roches y sont déformées par des plis et des failles inverses, et des nappes de charriage empilent des unités rocheuses les unes sur les autres. Les marqueurs métamorphiques retrouvés dans les chaînes (schistes bleus, éclogites) et les ophiolites témoignent de l'existence d'un ancien océan qui a disparu par subduction.
La subduction est le plongement d'une plaque océanique dense sous une autre plaque. Elle se manifeste par une fosse profonde, un plan sismique incliné (Wadati-Benioff) et un arc volcanique explosif. C'est le mécanisme principal de recyclage de la lithosphère océanique.
Subduction et collision : de la fosse océanique aux chaînes de montagnes, les marqueurs de la convergence
- La subduction se produit quand une plaque océanique dense plonge sous une autre plaque (continentale ou océanique)
- La plaque océanique s'enfonce car, en vieillissant, elle se refroidit, s'épaissit et devient plus dense que l'asthénosphère
- La fosse océanique marque la zone d'entrée en subduction (profondeur > 6 000 m, ex : fosse des Mariannes à 11 034 m)
- Le plan de Wadati-Benioff est un plan incliné de foyers sismiques qui suit la plaque plongeante en profondeur
- Les séismes sont superficiels près de la fosse et de plus en plus profonds en s'en éloignant (jusqu'à 700 km)
- Un prisme d'accrétion sédimentaire peut se former au-dessus de la fosse par accumulation de sédiments raclés
- Astuce bac : la distribution des séismes en profondeur selon le plan de Wadati-Benioff permet de repérer une zone de subduction sur une coupe
Exemple
Fosse des Mariannes (océan Pacifique) : profondeur maximale 11 034 m (point Challenger Deep). La plaque Pacifique (150 Ma, très vieille et dense) plonge sous la plaque Philippine. Le plan de Wadati-Benioff montre des séismes de 0 à 700 km de profondeur, fortement incliné. L'angle d'inclinaison varie selon les zones : ~30° au Chili (plaque jeune, subduction peu pentue) contre ~60° aux Mariannes (plaque vieille, subduction pentue).
Piège à éviter
La fosse océanique n'est pas l'endroit où la plaque commence à plonger : elle marque le point de flexion de la plaque plongeante, qui s'incline en fait bien avant la fosse. De plus, les séismes profonds (au-delà de 300 km) ne sont pas de même nature que les superficiels : ils sont causés par des transitions de phase minéralogique dans la plaque plongeante, et non par la friction entre plaques.
Le volcanisme de subduction produit les éruptions les plus explosives et les plus dangereuses de la planète. Il résulte de la fusion partielle du manteau hydraté par l'eau libérée par la plaque plongeante, générant un magma riche en silice et en gaz.
- Au-dessus de la plaque plongeante, un arc volcanique se forme (ex : arc des Andes, arc des Antilles, Japon)
- L'eau libérée par la plaque plongeante (déshydratation des minéraux) hydrate le manteau sus-jacent
- L'ajout d'eau abaisse le point de fusion de la péridotite → fusion partielle du coin de manteau
- Le magma produit est de type andésitique (plus riche en silice que le basalte) → volcanisme explosif
- Ce volcanisme est dangereux : éruptions violentes avec nuées ardentes, panaches de cendres (ex : Pinatubo, 1991)
- Subduction océan-océan : formation d'un arc insulaire (ex : Japon, Philippines, Antilles)
- Subduction océan-continent : formation d'une cordillère (ex : Andes, Cascades)
Exemple
Éruption du Pinatubo (Philippines, 1991) : subduction de la plaque Eurasienne sous la plaque Philippine. L'eau libérée par la plaque plongeante hydrate la péridotite du coin mantellique → fusion partielle → magma andésitique riche en silice (60% SiO₂) et en gaz dissous. Le magma visqueux s'accumule, les gaz ne peuvent s'échapper → éruption cataclysmale : colonne de cendres de 35 km de haut, nuées ardentes, 800 morts, refroidissement climatique global de 0,5°C pendant 2 ans.
Piège à éviter
Erreur la plus grave du chapitre : ce n'est pas la plaque plongeante qui fond pour donner le magma ! La plaque se déshydrate — ses minéraux hydratés libèrent de l'eau en profondeur. Cette eau s'infiltre dans le manteau au-dessus (coin mantellique) et abaisse son point de fusion → c'est la péridotite du manteau qui fond partiellement, pas la plaque subduite.
Le métamorphisme de subduction transforme les roches de la plaque plongeante sous l'effet de pressions croissantes et de températures relativement basses. Les minéraux indicateurs (glaucophane, grenat) permettent de reconstituer le trajet de la roche en profondeur.
- La plaque plongeante subit des conditions de pression et température croissantes → les minéraux se transforment (métamorphisme)
- Schistes bleus : formés par haute pression et basse température → contiennent du glaucophane (amphibole bleue), marqueur de subduction
- Éclogites : formées par très haute pression et haute température → contiennent grenat (rouge) et omphacite (verte), stade avancé de la subduction
- La succession schiste vert → schiste bleu → éclogite trace le trajet de la roche dans la subduction (pression croissante)
- Retrouver ces roches dans une chaîne de montagnes prouve qu'il y a eu une subduction avant la collision
- La déshydratation des minéraux de la plaque plongeante libère l'eau qui déclenche la fusion du manteau
- Astuce : Schistes Bleus = Basse température + haute Pression (le bleu évoque le froid)
Exemple
Dans les Alpes, on retrouve la séquence métamorphique complète. Au massif du Queyras : des schistes bleus contenant du glaucophane (amphibole bleue) → formés à ~30-40 km de profondeur, 300-400°C, 1-1,5 GPa. Au massif du Monviso : des éclogites contenant du grenat rouge et de l'omphacite verte → formés à ~50-60 km de profondeur, 500°C, 2 GPa. Cette succession prouve que des roches du plancher océanique alpin ont été enfouies par subduction avant d'être exhumées lors de la collision.
Piège à éviter
Le métamorphisme de subduction est un métamorphisme de haute pression et basse température (HP-BT). Ne le confondez pas avec le métamorphisme régional (haute pression ET haute température, typique des zones de collision profonde) ni avec le métamorphisme de contact (haute température, basse pression, autour d'un pluton). Les conditions P-T déterminent les minéraux formés — c'est le principe du diagramme P-T-t.
La collision est le stade ultime de la convergence : quand l'océan a été entièrement consommé par subduction, deux masses continentales se heurtent. La croûte continentale, trop légère pour subducter, se déforme, s'épaissit et crée de grandes chaînes de montagnes.
- Quand l'océan est entièrement consommé par subduction, les deux masses continentales entrent en collision
- La croûte continentale est trop légère (d ≈ 2,7) pour subducter → elle se déforme, s'épaissit, se raccourcit
- Les roches sont plissées (plis) et faillées (failles inverses = chevauchements)
- Les nappes de charriage sont des empilements d'unités tectoniques poussées les unes sur les autres sur des dizaines de km
- L'épaississement crustal crée une racine crustale sous la montagne (jusqu'à 70 km d'épaisseur sous l'Himalaya)
- Exemples : les Alpes (collision Afrique-Europe, fermeture de la Téthys), l'Himalaya (collision Inde-Asie)
Exemple
Les Alpes : histoire en 3 actes. 1) Ouverture de l'océan alpin (Téthys) au Jurassique (~180 Ma) par rifting puis accrétion océanique. 2) Subduction de l'océan alpin sous l'Afrique à partir du Crétacé (~100 Ma) → formation de schistes bleus et éclogites. 3) Collision Europe-Afrique à partir de l'Éocène (~40 Ma) → plis, failles inverses, nappes de charriage. L'Himalaya suit le même scénario mais plus récent : collision Inde-Asie depuis ~50 Ma, encore active (Himalaya grandit de ~5 mm/an).
Piège à éviter
Erreur fréquente : la collision ne produit pas de volcanisme, contrairement à la subduction. Pourquoi ? Parce qu'il n'y a plus de plaque océanique qui plonge et libère de l'eau → pas d'hydratation du manteau → pas de fusion partielle → pas de magma. Si on vous montre une chaîne de montagnes avec du volcanisme actif, c'est qu'il y a encore de la subduction en cours (ex : Andes), pas une collision.
Les ophiolites sont des fragments de lithosphère océanique ancienne retrouvés dans les chaînes de montagnes. Elles constituent la preuve directe qu'un océan existait avant la collision et a été fermé par subduction.
- Les ophiolites sont des fragments de lithosphère océanique retrouvés dans les chaînes de montagnes
- Elles contiennent la séquence : sédiments → basaltes en coussins → gabbros → péridotites serpentinisées
- Leur présence dans les Alpes (massif du Chenaillet) prouve qu'un océan existait entre l'Europe et l'Afrique avant la collision
- Les ophiolites sont souvent associées à des sédiments marins profonds (radiolarites, calcaires pélagiques)
- Elles sont une preuve directe de la fermeture d'un océan par subduction suivie de collision
- Combinées aux schistes bleus et éclogites, elles permettent de reconstituer toute l'histoire d'une chaîne de collision
Exemple
Le massif du Chenaillet (Hautes-Alpes, France) est l'ophiolite la plus accessible des Alpes. On y observe la séquence complète : péridotites serpentinisées à la base, gabbros au milieu, basaltes en coussins (pillow lavas) au sommet, avec des sédiments marins (radiolarites rouges, datées du Jurassique, ~155 Ma). Ces radiolarites contiennent des micro-organismes marins profonds → preuve que cet endroit, aujourd'hui à 2 600 m d'altitude dans les Alpes, était un fond océanique il y a 155 Ma.
Piège à éviter
Une ophiolite ne prouve pas à elle seule qu'il y a eu subduction puis collision : elle prouve seulement qu'un océan existait. Pour démontrer la subduction, il faut aussi des marqueurs métamorphiques HP-BT (schistes bleus, éclogites). Pour démontrer la collision, il faut des marqueurs de déformation (plis, failles inverses, nappes de charriage). C'est le faisceau de preuves complet qui reconstitue l'histoire géologique.
Quiz - La convergence et ses conséquences
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Notions clés — SVT (Spé)
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Questions fréquentes
Les points clés à retenir sur La convergence et ses conséquences, extraits du quiz de révision.
Pourquoi la plaque océanique plonge-t-elle en subduction ?
Réponse :
Car en vieillissant elle se refroidit, s'épaissit et devient plus dense que l'asthénosphère
La lithosphère océanique, en se refroidissant avec l'âge, devient plus épaisse et plus dense que l'asthénosphère sous-jacente. Elle finit par s'enfoncer sous son propre poids.
Le plan de Wadati-Benioff est :
Réponse :
Un plan incliné de foyers sismiques qui suit la plaque plongeante
Le plan de Wadati-Benioff est défini par les foyers des séismes qui se répartissent le long de la plaque plongeante, de la surface jusqu'à environ 700 km de profondeur.
Le volcanisme de subduction est explosif car le magma est :
Réponse :
Riche en silice et visqueux (type andésitique)
Le magma de subduction est de type andésitique, plus riche en silice que le basalte, donc plus visqueux. Les gaz s'y accumulent et provoquent des éruptions explosives violentes.
Les schistes bleus sont des marqueurs de :
Réponse :
Haute pression et basse température
Les schistes bleus se forment dans des conditions de haute pression et basse température, typiques de la subduction où la plaque s'enfonce rapidement sans avoir le temps de se réchauffer.