Dynamique des zones de divergence et de convergence
La lithosphère est découpée en plaques tectoniques rigides qui reposent sur l'asthénosphère ductile et se déplacent sous l'effet de la convection mantellique. Aux frontières entre plaques, deux dynamiques opposées coexistent :
- Divergence : les plaques s'écartent — une nouvelle lithosphère océanique est créée au niveau des dorsales.
- Convergence : les plaques se rapprochent — la lithosphère océanique excédentaire est détruite dans les zones de subduction.
Ces deux processus sont complémentaires : la surface terrestre reste constante. Ce que la divergence crée, la convergence le détruit.
Quand deux plaques divergent, le manteau chaud monte par décompression adiabatique et entre en fusion partielle. Le magma basaltique remonte et forme une dorsale océanique.
- Accrétion océanique : basaltes en surface et gabbros en profondeur s'ajoutent de part et d'autre de l'axe de la dorsale.
- Anomalies magnétiques symétriques : en se refroidissant, les basaltes enregistrent l'orientation du champ magnétique terrestre. Les inversions successives génèrent des bandes symétriques de part et d'autre de la dorsale — preuve de l'expansion (paléomagnétisme).
- Vieillissement de la lithosphère océanique : en s'éloignant de la dorsale, elle se refroidit, s'épaissit et devient plus dense ; elle s'enfonce (bathymétrie croissante).
- Stades d'ouverture : rift continental (ex. Rift est-africain) → mer étroite (ex. mer Rouge) → océan mature (ex. Atlantique).
Quand deux plaques convergent, la plus dense plonge sous l'autre : c'est la subduction. La lithosphère océanique (~3 000 kg/m³) est toujours plus dense que la lithosphère continentale (~2 700 kg/m³) ; c'est donc toujours la lithosphère océanique qui plonge.
- Fosse océanique : marque la limite de subduction (ex. fosse des Mariannes, fosse du Chili).
- Plan de Wadati-Benioff : séismes de profondeur croissante alignés le long du panneau plongeant (0 à ~700 km).
- Volcanisme de subduction : la lithosphère plongeante se déshydrate → fluides libérés → abaissement du point de fusion du manteau sus-jacent → fusion partielle → magma andésitique, riche en silice, explosif. Résultat : arc volcanique insulaire (ex. Antilles, Japon) ou arc de type cordillère (ex. Andes).
Lorsque deux lithosphères continentales convergent après fermeture complète d'un océan, aucune ne peut subducter (trop légères). Elles s'épaississent : c'est la collision, qui engendre des chaînes de montagne (ex. Himalaya, Alpes).
- Dorsale (divergence) : anomalies magnétiques symétriques, volcanisme basaltique effusif, séismes superficiels uniquement.
- Subduction (convergence) : fosse océanique, plan de Wadati-Benioff (séismes jusqu'à 700 km de profondeur), arc volcanique andésitique explosif côté plaque chevauchante.
- Collision : chaîne de montagne, croûte continentale épaisse (~50–70 km), roches métamorphiques haute pression, absence de volcanisme actif.
- Calcul de vitesse d'expansion : $v = \dfrac{2 \times d_{\text{anomalie}}}{\text{âge}}$ — toujours doubler la distance (symétrie de la dorsale).
- Lithosphère ≠ croûte : la lithosphère = croûte + manteau lithosphérique supérieur ; ce n'est pas que la croûte.
- Subduction = plaques océaniques uniquement : faux — une plaque océanique peut plonger sous une plaque continentale (ex. Andes). Seule la lithosphère continentale ne subducte jamais.
- Volcanismes confondus : dorsale → basalte effusif ; subduction → andésite explosif. Ne pas inverser.
- Collision avant subduction : faux — la subduction ferme l'océan d'abord ; la collision intervient seulement après, quand les marges continentales se rejoignent.
- Vitesse d'expansion mal calculée : utiliser la distance totale ($2 \times d$), pas la distance d'un seul côté de la dorsale.