Subduction et collision

Si de la lithosphère naît en permanence aux dorsales, la Terre ne grandit pas : il faut qu'ailleurs, de la lithosphère disparaisse. C'est le rôle des zones de subduction, où la vieille lithosphère océanique, devenue plus dense que l'asthénosphère, plonge dans le manteau. Ces zones portent les volcans les plus explosifs de la planète (Japon, Andes, Indonésie) et des roches très différentes de celles des dorsales. Quand deux continents finissent par se rencontrer, la collision épaissit la croûte et soulève les plus hautes chaînes de montagnes. Ce chapitre explique ces deux mécanismes de convergence, leurs roches et leur moteur.

1. La subduction : une lithosphère qui plonge

1.1 Reconnaître une zone de subduction

Une zone de subduction se reconnaît à un ensemble de marqueurs :

• morphologie : une fosse océanique profonde ($-6\,000$ à $-11\,000$ m) et, parallèlement, un arc volcanique (chapelet d'îles ou cordillère) ;
• sismologie : les foyers des séismes s'alignent sur un plan incliné qui s'enfonce depuis la fosse sous la plaque chevauchante, jusqu'à $700$ km : le plan de Wadati-Benioff ; il matérialise la lithosphère plongeante, seule assez rigide pour casser en profondeur ;
• thermique : flux géothermique faible au niveau de la fosse (lithosphère froide), élevé sous l'arc volcanique ;
• tomographie : anomalie de vitesse positive (matériau froid) inclinée, se prolongeant parfois au-delà des séismes ;
• gravimétrie et déformation : lithosphère fléchie et faillée avant la fosse.

La plaque qui plonge est le panneau plongeant (toujours de la lithosphère océanique) ; la plaque au-dessus est la plaque chevauchante (océanique : arc insulaire comme le Japon ; continentale : cordillère comme les Andes).

1.2 Le moteur : la densité

Comme vu au chapitre précédent, la lithosphère océanique s'épaissit et sa densité moyenne dépasse celle de l'asthénosphère au-delà de $30$ Ma environ : elle est alors en déséquilibre gravitaire et tend à s'enfoncer. Une fois engagée, la plongée est entretenue par le poids du panneau froid et dense qui tire le reste de la plaque : c'est le principal moteur du mouvement des plaques. La lithosphère continentale, trop légère ($2{,}7$), ne subducte pas.

Les plaques ne sont pas passives : leur mouvement résulte de la convection du manteau, à laquelle elles participent comme branche descendante froide ; les mouvements descendants induisent, en retour, les mouvements ascendants (dorsales, panaches). La vitesse de subduction équilibre globalement la vitesse d'accrétion : aux frontières de la plaque Pacifique, ce qui est créé aux dorsales est consommé aux fosses.

2. Le magmatisme des zones de subduction

2.1 Un volcanisme explosif aux magmas riches en eau

Le volcanisme des arcs est explosif : laves visqueuses, nuées ardentes, panaches de cendres (Pinatubo, mont Saint Helens, Merapi). Les roches sont variées, l'andésite (volcanique, à microlites) étant la plus typique, avec la rhyolite ; en profondeur, les magmas qui n'atteignent pas la surface cristallisent lentement en granites et diorites (massifs plutoniques, batholites des Andes).

Malgré leur diversité, ces roches ont un point commun : elles contiennent des minéraux hydroxylés (à groupements OH), comme l'amphibole (hornblende) et les micas (biotite), absents des basaltes de dorsale. Ces minéraux ne peuvent cristalliser qu'à partir d'un magma riche en eau : l'eau dissoute est aussi ce qui rend le magma visqueux et explosif (l'eau se vaporise brutalement à l'approche de la surface). Les magmas s'enrichissent en silice au cours de leur ascension (cristallisation de certains minéraux, assimilation de croûte), ce qui explique la diversité des roches (basaltes, andésites, rhyolites, granites).

2.2 L'origine du magma : la fusion d'un manteau hydraté

Le magma ne vient pas de la fusion du panneau plongeant, trop froid, mais de la fusion partielle des péridotites du coin de manteau situé sous la plaque chevauchante, au-dessus du panneau. Or ce manteau est, comme partout, à $1\,000$ à $1\,300$ °C sous forte pression : sec, il ne devrait pas fondre. L'explication est l'hydratation :

1. Aux dorsales, l'hydrothermalisme a chargé la croûte océanique en minéraux hydratés (serpentine, chlorite, amphibole).
2. En s'enfonçant, le panneau subit une pression et une température croissantes : ses minéraux hydratés deviennent instables et se transforment en minéraux anhydres, plus denses, en libérant leur eau. On observe cette déshydratation dans les roches : le métagabbro à hornblende (faciès amphibolite, formé près de la dorsale) devient schiste bleu (à glaucophane, minéral bleu, vers $30$ km) puis éclogite (grenat + jadéite, minéraux anhydres et denses, au-delà de $50$ km).
3. L'eau libérée monte dans le coin de manteau et abaisse la température de fusion des péridotites de plusieurs centaines de degrés : sur le diagramme de phases, la courbe de fusion de la péridotite hydratée passe sous la température du manteau, qui fond partiellement vers $100$ km de profondeur.
4. Le magma hydraté monte, séjourne dans des chambres où il évolue, et alimente l'arc volcanique situé environ $100$ à $150$ km au-dessus du panneau.

La transformation des métagabbros en éclogites a un second effet : elle augmente la densité du panneau ($3{,}5$ pour l'éclogite contre $2{,}9$ pour le gabbro), ce qui renforce son enfoncement et donc le moteur de la subduction.

3. La collision continentale

3.1 De la subduction à la collision

Quand un océan se ferme entièrement par subduction, le continent porté par le panneau plongeant arrive à la fosse. Trop léger pour s'enfoncer, il bloque la subduction : les deux lithosphères continentales, de même densité, s'affrontent. C'est la collision, à l'origine des grandes chaînes de montagnes : Alpes (Afrique-Europe), Himalaya (Inde-Asie), Pyrénées (Ibérie-Europe). Les ophiolites (restes de l'océan disparu) coincées entre les deux blocs en témoignent.

3.2 Épaississement de la croûte

La convergence continue après la collision : les matériaux ne pouvant plonger, ils se raccourcissent horizontalement et s'empilent verticalement. Résultat : une croûte continentale épaissie ($60$ à $70$ km sous l'Himalaya et les Alpes contre $30$ km ailleurs), qui forme une racine crustale en profondeur et un relief élevé en surface. Les profils sismiques ECORS (Étude de la Croûte Continentale et Océanique par Réflexion Sismique), réalisés à travers les Alpes et les Pyrénées, montrent directement ce Moho approfondi sous la chaîne et l'empilement d'unités.

3.3 Les indices du raccourcissement et de l'empilement

Les roches déformées portent les traces de la compression, à toutes les échelles :

Mesurer la longueur des couches avant et après plissement permet de calculer le taux de raccourcissement : dans l'Himalaya, plusieurs centaines de kilomètres ont été absorbés depuis $50$ Ma ; la convergence Inde-Asie se poursuit à $4$ à $5$ cm/an, ce qui explique la sismicité de la chaîne.

4. Exemple résolu pas à pas

Énoncé. Sous les Andes, les foyers des séismes vont de $20$ km de profondeur sous la fosse à $300$ km à $500$ km à l'intérieur du continent ; les volcans sont situés à $250$ km de la fosse. Des andésites à amphibole y affleurent. a) Calculer la pente du plan de Wadati-Benioff et la profondeur du panneau sous les volcans. b) Justifier que le magma est riche en eau et expliquer d'où vient cette eau. c) Pourquoi le magma se forme-t-il précisément vers cette profondeur ? d) Dans une chaîne voisine, un pli anticlinal mesure $6$ km de large pour une couche dépliée de $8$ km. Calculer le raccourcissement et nommer le contexte.

Résolution.

a) Pente : $(300 - 20) / 500 = 0{,}56$, soit un angle d'environ $30°$. Sous les volcans, à $250$ km de la fosse : $20 + 0{,}56 \times 250 = 160$ km, ordre de grandeur habituel du panneau sous un arc ($100$ à $150$ km).

b) L'amphibole est un minéral hydroxylé : elle ne cristallise que dans un magma riche en eau. Cette eau provient de la déshydratation du panneau plongeant (transformation des métagabbros hydratés en schistes bleus puis éclogites), lui-même hydraté aux dorsales.

c) C'est vers $100$ à $150$ km que la déshydratation du panneau est maximale et que l'eau libérée abaisse suffisamment la température de fusion des péridotites du coin de manteau pour qu'elles fondent partiellement.

d) Raccourcissement $= 8 - 6 = 2$ km, soit $2 / 8 = 25\,\%$ : compression liée à une collision continentale (ou à la convergence en arrière de la subduction).

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🎯 Rédiger. Distinguer toujours ce qui fond (le coin de manteau) de ce qui se déshydrate (le panneau) ; relier minéral hydroxylé → magma hydraté → eau du panneau → fusion ; en collision, associer chaque structure à un raccourcissement.

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📌 À retenir

1. Subduction : la lithosphère océanique, dense, plonge sous la plaque chevauchante ; marqueurs : fosse, arc volcanique, plan de Wadati-Benioff, flux faible à la fosse, anomalie froide en tomographie.
2. Volcanisme explosif ; roches variées (andésite, rhyolite, granite, diorite) à minéraux hydroxylés (amphibole, micas) : magmas riches en eau.
3. Le panneau se déshydrate (métagabbro → schiste bleu → éclogite, plus dense) ; l'eau abaisse la température de fusion du coin de manteau, qui fond partiellement vers $100$ km.
4. Moteur : densité croissante de la lithosphère (âge, éclogites) ; la plongée tire la plaque ; subduction = branche descendante de la convection.
5. Collision : affrontement de deux lithosphères continentales de même densité ; raccourcissement et empilement (plis, failles inverses, chevauchements, nappes) ; croûte épaissie à $60$ à $70$ km (profils ECORS), racine crustale.