La convergence lithosphérique et les chaînes de montagnes
Les marqueurs de la convergence : lire le raccourcissement dans la roche
Un géologue ne voit jamais une plaque bouger : les mouvements se comptent en centimètres par an. Pour reconstituer une convergence passée, il doit faire comme un enquêteur sur une scène de crime : lire les indices laissés dans les roches. Ces indices ont tous un point commun : ils racontent que de la matière a été comprimée, qu'une grande largeur de croûte a été ramenée sur une largeur plus petite. C'est ce qu'on appelle le raccourcissement.
La convergence lithosphérique est le rapprochement de deux plaques de la lithosphère. Elle se traduit, à la frontière, par un raccourcissement horizontal (la croûte occupe moins de largeur qu'avant) et un épaississement crustal (la croûte devient plus épaisse, vers le bas comme vers le haut).
Le relief n'est que la partie la plus spectaculaire de l'histoire. Une chaîne de montagnes — on dit aussi un orogène — n'est pas un simple tas de roches : c'est l'expression de surface d'une croûte continentale anormalement épaisse, comprimée latéralement par la convergence.
Les indices de déformation : plis et failles inverses
Les roches sédimentaires se déposent en couches horizontales, les unes sur les autres, la plus ancienne en bas. Trouver ces couches plissées ou basculées, c'est tenir la preuve qu'une force horizontale les a comprimées après leur dépôt.
Un pli est une déformation ondulée et continue des couches : la roche s'est courbée sans se rompre. Une faille est une déformation discontinue : la roche a cassé et les deux blocs ont glissé l'un par rapport à l'autre. En contexte de convergence, on observe des failles inverses, où le bloc supérieur chevauche le bloc inférieur, signe d'un raccourcissement.
La distinction pli/faille traduit deux comportements de la roche. Comprimée lentement, à chaud et en profondeur, elle se plie (comportement ductile). Comprimée vite, à froid et près de la surface, elle casse (comportement cassant). La même contrainte de compression produit donc des figures différentes selon les conditions.
Exemple 1. Sur le flanc d'une falaise du Haut Atlas, Karim observe une couche calcaire qui dessine une grande arche : c'est un anticlinal, un pli dont le sommet est tourné vers le haut. Plus loin, le creux symétrique est un synclinal. Ces ondulations, à l'échelle de toute une montagne, sont la signature directe d'une compression nord-sud.
Exemple 2. Une faille inverse se reconnaît à ceci : de part et d'autre de la cassure, une même couche-repère est décalée de telle façon que le compartiment supérieur est monté par rapport à l'autre. Le contraire (compartiment supérieur descendu) signe une faille normale, marqueur d'extension — exactement l'inverse de la convergence.
Les indices de l'épaississement : la racine crustale
Le raccourcissement ne fait pas que froisser la surface. La croûte continentale, comprimée, s'épaissit. Et comme elle est moins dense que le manteau qui la porte, elle s'y enfonce : sous une chaîne de montagnes, la croûte plonge anormalement profond. C'est la racine crustale.
La racine crustale est l'enracinement en profondeur de la croûte continentale sous un orogène. Sous une plaine, le Moho (limite croûte/manteau) se situe vers 30 km ; sous une chaîne de montagnes, il peut descendre à 50, voire 70 km. La montagne est donc bien plus enfoncée vers le bas qu'élevée vers le haut.
C'est une idée contre-intuitive : pour 1 km de relief visible, il y a plusieurs kilomètres de croûte enfoncée invisible. Tu reverras cette logique de flottaison à la dernière leçon, avec l'isostasie. Cet épaississement se mesure par les ondes sismiques (la profondeur du Moho) et confirme ce que les plis et failles laissaient deviner en surface.
La convergence se lit dans trois familles d'indices : le relief (une chaîne de montagnes), les déformations (plis et failles inverses, marqueurs d'un raccourcissement), et l'épaississement crustal (une racine crustale qui enfonce le Moho). Tous racontent la même chose : une croûte comprimée latéralement.
La subduction : enfouir une lithosphère océanique
Toutes les convergences ne se ressemblent pas, et la raison est une question de densité. La lithosphère océanique et la lithosphère continentale n'ont pas la même masse volumique, et c'est cette différence qui décide laquelle plonge sous l'autre. Quand l'une des deux plaques porte de la lithosphère océanique, c'est elle qui s'enfonce : c'est la subduction.
La subduction est l'enfoncement d'une plaque de lithosphère océanique, dense, sous une autre plaque (océanique ou continentale), moins dense. La plaque plongeante s'enfonce dans le manteau le long d'un plan incliné.
Pourquoi l'océanique et pas la continentale ? À sa naissance à la dorsale, la lithosphère océanique est chaude et peu dense. En s'éloignant, elle refroidit, s'épaissit et se densifie : au bout de quelques dizaines de millions d'années, sa masse volumique dépasse celle du manteau asthénosphérique sous-jacent. Elle devient gravitairement instable. La croûte continentale, elle, est faite de granite, trop léger pour jamais s'enfoncer durablement. La subduction est donc le destin normal d'une lithosphère océanique âgée.
Les marqueurs de surface et de profondeur
La subduction signe le paysage de deux façons. En surface, la plongée creuse une dépression allongée et très profonde : la fosse océanique, les points les plus bas de la planète (la fosse des Mariannes dépasse 11 km de profondeur). En profondeur, la plaque qui s'enfonce reste rigide et froide, et elle casse au fur et à mesure : elle déclenche des séismes de plus en plus profonds.
Le plan de Wadati-Benioff est le plan incliné, défini par les foyers des séismes, le long duquel s'enfonce la plaque plongeante. Les séismes y sont superficiels près de la fosse et atteignent jusqu'à environ 700 km de profondeur, dessinant la géométrie de la plaque enfouie.
Exemple 1. Sous les Andes, les séismes deviennent systématiquement plus profonds à mesure qu'on s'éloigne de la fosse du Pérou-Chili vers l'intérieur du continent. En reportant leurs foyers sur une coupe, on obtient un plan plongeant vers l'est : c'est la plaque océanique Nazca qui s'enfonce sous l'Amérique du Sud. Le plan de Wadati-Benioff est, littéralement, la radiographie de la subduction.
Le magmatisme de subduction : pourquoi des volcans loin de la fosse
Voici un fait étonnant : les volcans des zones de subduction n'apparaissent pas au-dessus de la fosse, mais à 100 ou 200 km de là, à l'aplomb du moment où la plaque a atteint environ 100 km de profondeur. Pourquoi ? La clé n'est pas la chaleur, mais l'eau.
Dans une zone de subduction, la fusion n'est pas due à une simple hausse de température mais à un abaissement du point de fusion du manteau par apport d'eau. La plaque plongeante, en s'enfonçant, libère l'eau contenue dans ses minéraux hydratés ; cette eau monte dans le manteau sus-jacent, dont elle abaisse la température de fusion, provoquant sa fusion partielle.
Ce mécanisme s'appelle la fusion par hydratation (ou fusion en présence d'eau). Le magma ainsi formé est riche en silice — donc visqueux, comme tu l'avais vu pour les éruptions explosives — et donne en surface un arc volcanique aux éruptions souvent dangereuses.
Les roches témoins : andésites et granitoïdes
Le magma de subduction ne refroidit pas toujours au même endroit, et c'est sa vitesse de refroidissement qui décide de sa texture — exactement la logique que tu connais déjà.
Le magma de subduction qui atteint la surface refroidit vite et donne une roche volcanique à petits cristaux : l'andésite. Celui qui cristallise lentement en profondeur donne une roche plutonique à gros cristaux : un granitoïde (granodiorite, granite). Volcanique et plutonique partagent la même origine magmatique : seule la profondeur de cristallisation les distingue.
Exemple 1. L'andésite tire son nom des Andes, où elle est omniprésente. C'est une roche grise, à grain fin, intermédiaire entre le basalte sombre des dorsales et le granite clair des continents — chimiquement, le reflet d'un magma plus riche en silice que celui d'une dorsale.
Exemple 2. Sous l'arc volcanique, en profondeur, le même magma cristallise lentement et forme d'énormes masses de granitoïdes. Quand l'érosion aura, des millions d'années plus tard, décapé la chaîne, ces plutons granitiques apparaîtront en surface. La présence de granitoïdes anciens dans un massif est ainsi un indice qu'une subduction y a opéré jadis.
La subduction enfonce une lithosphère océanique dense (densifiée par son refroidissement) sous une autre plaque. Elle se marque par une fosse, un plan de Wadati-Benioff (séismes de plus en plus profonds) et un magmatisme dû à la fusion hydratée du manteau. Les roches associées sont l'andésite (volcanique) et les granitoïdes (plutoniques).
La collision continentale : quand deux continents s'affrontent
Une subduction ne dure pas éternellement. Tant que de la lithosphère océanique reste à consommer, la plaque plonge tranquillement. Mais le jour où tout l'océan a disparu et que les deux continents portés par les plaques arrivent face à face, la machine se grippe. Aucun des deux continents n'accepte de plonger : ils sont trop légers. C'est la collision continentale.
La collision continentale est l'affrontement de deux lithosphères continentales, après disparition complète de la lithosphère océanique qui les séparait. Trop peu denses pour subduire, les croûtes continentales se déforment intensément : elles se plissent, se chevauchent et s'épaississent en formant une chaîne de montagnes de collision.
La collision est donc la suite logique d'une subduction : d'abord l'océan se ferme par subduction, puis les continents entrent en contact. C'est pourquoi on trouve, au cœur de bien des chaînes de collision, les traces de l'océan disparu.
Les marqueurs tectoniques : plis, chevauchements et nappes
La collision est la grande fabrique de déformations. Le raccourcissement y est si intense que la croûte ne se contente pas de plisser : elle se découpe en grandes écailles qui se chevauchent les unes sur les autres.
Un chevauchement est une faille inverse de grande ampleur le long de laquelle un ensemble de terrains est poussé par-dessus un autre. Quand un panneau de roches est transporté ainsi sur plusieurs kilomètres, voire dizaines de kilomètres, on parle d'une nappe de charriage : la roche se retrouve très loin de son lieu de formation, parfois au-dessus de terrains plus jeunes qu'elle.
La nappe de charriage est le marqueur le plus spectaculaire du raccourcissement : trouver une couche ancienne par-dessus une couche plus récente est une anomalie qui ne s'explique que par un transport tectonique horizontal de grande ampleur.
Exemple 1. Dans l'Himalaya, la collision de l'Inde contre l'Asie, commencée il y a environ 50 millions d'années, a empilé les nappes les unes sur les autres et hissé l'Everest à près de 8 850 m. La croûte y est épaissie jusqu'à 70 km : la plus belle racine crustale du globe. L'Inde continue d'avancer de quelques centimètres par an, et l'Himalaya grandit encore.
L'Atlas marocain : une collision sous tes pieds
Tu n'as pas besoin d'aller au Tibet pour observer une chaîne de collision. Le Haut Atlas et le Rif sont nés du rapprochement de l'Afrique et de l'Europe, qui a fermé peu à peu l'ancien océan Téthys. Le Rif, prolongement de l'arc bético-rifain, montre des nappes de charriage spectaculaires ; le Haut Atlas, lui, est une chaîne intracontinentale soulevée par cette même convergence Afrique-Europe.
Exemple 2. Dans le Rif, au nord du Maroc, des géologues ont cartographié des nappes entières de terrains transportés vers le sud-ouest sur plusieurs dizaines de kilomètres. Quand Salma regarde une carte géologique du Rif et lit qu'une formation ancienne repose sur une formation récente, elle pourrait croire à une erreur d'impression : c'est en réalité la signature d'une nappe de charriage, donc d'une collision.
La collision continentale suit une subduction : une fois l'océan fermé, deux croûtes continentales trop légères pour plonger s'affrontent et se déforment. Marqueurs : plis, failles inverses, chevauchements, nappes de charriage et racine crustale épaisse. Exemples : l'Himalaya (Inde-Asie) et, au Maroc, le Haut Atlas et le Rif (Afrique-Europe).
Le métamorphisme : les roches mémoire de la pression et de la température
Quand une roche est enfouie de plusieurs dizaines de kilomètres au cœur d'un orogène, elle subit des conditions de pression et de température qu'elle n'avait jamais connues. Elle ne fond pas — sinon ce serait du magma — mais elle se transforme à l'état solide : ses minéraux se réorganisent, de nouveaux apparaissent, stables dans les nouvelles conditions. C'est le métamorphisme, et c'est un cadeau pour le géologue : la roche garde la mémoire des profondeurs qu'elle a traversées.
Le métamorphisme est la transformation d'une roche à l'état solide, sous l'effet de modifications de la pression (P) et de la température (T), sans fusion. Il fait apparaître de nouveaux minéraux, stables dans les nouvelles conditions P-T, et souvent une structure orientée (la foliation, ou schistosité).
L'idée maîtresse : à chaque couple (pression, température), correspond un assortiment de minéraux stables. En identifiant les minéraux d'une roche métamorphique, on remonte aux conditions P-T qu'elle a subies, donc à la profondeur à laquelle elle est allée. Une roche métamorphique est un thermomètre-baromètre fossile.
La pression : signature de la profondeur
La pression dans la croûte augmente avec la profondeur, car le poids des roches sus-jacentes s'accumule. Une roche enfouie subit donc une pression d'autant plus forte qu'elle est descendue bas. Certains minéraux ne se forment qu'à très haute pression et trahissent ainsi un enfouissement extrême.
Exemple 1. Dans une zone de subduction, la plaque s'enfonce vite et reste froide : la roche subit une forte pression mais une température relativement basse. Ces conditions particulières font naître des minéraux caractéristiques (comme le glaucophane, qui donne les « schistes bleus »). Trouver de tels minéraux est la preuve qu'une roche a plongé vite et profond, sans avoir le temps de se réchauffer — la signature même de la subduction.
La température et le retour : trajets prograde et rétrograde
Au cœur d'une collision, l'enfouissement est plus lent et la roche a le temps de se réchauffer : la pression et la température montent ensemble. Si la température devient suffisante, on franchit le solidus : la roche commence à fondre partiellement. On atteint alors la limite entre métamorphisme et magmatisme.
L'anatexie est la fusion partielle d'une roche métamorphique quand la température dépasse son point de fusion. Elle donne des roches mixtes, mi-métamorphiques mi-fondues, les migmatites, qui marquent le passage du métamorphisme au magmatisme dans les zones les plus profondes et les plus chaudes d'une chaîne de collision.
Exemple 2. Un même grain de roche peut enregistrer deux moments de son histoire : les minéraux du cœur d'un cristal témoignent de l'enfouissement (trajet prograde, P et T croissantes), tandis que des minéraux de bordure, formés pendant la remontée (trajet rétrograde), témoignent du refroidissement. La roche raconte ainsi tout son aller-retour dans la croûte.
Le métamorphisme transforme une roche à l'état solide selon la pression et la température subies, sans fusion. Les minéraux formés sont des indicateurs de profondeur : haute P / basse T pour la subduction ; P et T croissant ensemble pour la collision, jusqu'à l'anatexie (fusion partielle, migmatites). La roche métamorphique est un enregistreur des conditions P-T.
La disparition des reliefs : isostasie, érosion et cycle d'une chaîne
Une chaîne de montagnes n'est pas éternelle. À peine soulevée, elle commence déjà à s'effacer. Le Haut Atlas culmine aujourd'hui au Toubkal à 4 167 m, mais il fut plus haut, et il finira aplani, comme le sont déjà les vieilles chaînes hercyniennes qu'on devine sous le Maroc. Comprendre comment une montagne disparaît, c'est comprendre qu'elle est en équilibre permanent entre deux forces : ce qui la pousse vers le haut, et ce qui l'use.
L'isostasie est l'équilibre de flottaison de la lithosphère, peu dense, sur l'asthénosphère plus dense — comme un iceberg flotte sur l'eau. Une chaîne de montagnes flotte grâce à sa racine crustale : plus la croûte est épaisse, plus elle s'enfonce, mais plus elle dépasse aussi en altitude.
L'analogie de l'iceberg est exacte : pour un iceberg, environ 90 % du volume est immergé. Pour une montagne, la racine sous le Moho est plusieurs fois plus épaisse que le relief émergé. C'est ce qui rend la disparition d'une chaîne si lente et si étonnante.
L'érosion et le rebond isostatique
L'érosion — pluie, gel, rivières, vent — arrache sans cesse de la matière au sommet et la transporte vers les plaines et les océans sous forme de sédiments. Mais voici la subtilité : alléger le sommet rompt l'équilibre isostatique. La chaîne, désormais trop légère, remonte pour rétablir son équilibre, exactement comme un bateau qu'on décharge remonte sur l'eau.
Le rebond isostatique est la remontée de la lithosphère en réponse à l'allègement de sa surface par l'érosion. Conséquence majeure : l'érosion d'une montagne fait remonter sa racine, ce qui amène progressivement à l'affleurement les roches autrefois enfouies en profondeur — granitoïdes et roches métamorphiques.
C'est pour cela qu'on peut aujourd'hui marcher, en surface, sur des granites qui ont cristallisé à 15 km de profondeur, ou ramasser des roches métamorphiques nées à 30 km sous terre. L'érosion les a dénudées, le rebond les a fait monter. La disparition de la montagne est donc le mécanisme même qui révèle son cœur profond.
L'effondrement gravitaire et le cycle orogénique
Quand une chaîne devient trop épaisse et trop haute, son propre poids ne tient plus : elle a tendance à s'étaler latéralement, comme un tas de sable trop pentu qui s'affaisse. C'est l'effondrement gravitaire, qui amincit la croûte par des failles normales — un comble pour une chaîne née en compression.
L'effondrement gravitaire est l'étalement d'une chaîne trop épaisse sous l'effet de son propre poids, par failles normales (extension). Avec l'érosion et le rebond isostatique, il participe à l'amincissement et à l'aplanissement final de la chaîne.
L'ensemble de ces étapes constitue le cycle d'une chaîne de montagnes, ou cycle orogénique : ouverture d'un océan, puis sa fermeture par subduction, collision des continents et formation du relief, enfin disparition par érosion, rebond isostatique et effondrement. Ce cycle s'étale sur des centaines de millions d'années.
Exemple 1. Le Haut Atlas est une chaîne « jeune » et encore active : ses sommets élevés et ses séismes (comme celui d'Al Haouz en 2023) montrent que la convergence Afrique-Europe y soulève toujours le relief. C'est une chaîne en plein milieu de son cycle.
Exemple 2. Sous une grande partie du Maroc affleurent les restes d'une chaîne bien plus ancienne, la chaîne hercynienne, formée il y a environ 300 millions d'années puis presque entièrement arasée par l'érosion. Il n'en reste que des roches plissées et métamorphisées, sans relief notable : c'est à quoi ressemblera un jour le Haut Atlas. Comparer les deux, c'est lire le cycle orogénique à deux âges différents.
Une chaîne flotte par isostasie grâce à sa racine crustale. L'érosion la rabote, le rebond isostatique fait remonter sa racine (révélant les roches profondes), et l'effondrement gravitaire l'étale. Ensemble, ils referment le cycle orogénique : océan → subduction → collision → reliefs → disparition. Le Haut Atlas (chaîne jeune) et la chaîne hercynienne marocaine (chaîne arasée) en illustrent deux étapes.
Pièges classiques
Piège 1 : confondre subduction et collision. La subduction enfonce une lithosphère océanique (dense) sous une autre plaque ; elle produit fosse, plan de Wadati-Benioff et magmatisme. La collision affronte deux lithosphères continentales (trop légères pour plonger) ; elle produit nappes et racine crustale. La collision est la suite d'une subduction, une fois l'océan disparu — ce ne sont pas deux phénomènes concurrents mais deux étapes d'une même histoire.
Piège 2 : croire que c'est la plaque la plus « vieille » ou la plus « grosse » qui plonge. Ce qui décide de la plongée, c'est la densité, pas la taille ni l'âge en soi. La lithosphère océanique plonge parce qu'en refroidissant elle est devenue plus dense que le manteau sous-jacent. La croûte continentale, faite de granite léger, ne subduit jamais durablement, même très ancienne.
Piège 3 : penser que le magma de subduction vient de la plaque qui fond. La plaque plongeante ne fond pas : elle libère de l'eau. C'est cette eau qui, en montant, abaisse le point de fusion du manteau sus-jacent et le fait fondre partiellement. Le magma vient donc du manteau de la plaque chevauchante, hydraté par la plaque qui plonge. Dire « la plaque fond et donne le magma » est faux.
Piège 4 : confondre faille normale et faille inverse. En faille inverse (convergence, compression), le compartiment supérieur monte et chevauche l'autre : raccourcissement. En faille normale (extension), le compartiment supérieur descend : allongement. Si tu te trompes de sens, tu confonds une chaîne de montagnes en compression avec un rift en extension — l'inverse exact.
Piège 5 : croire qu'une roche métamorphique a fondu. Le métamorphisme se fait à l'état solide. Les minéraux se réorganisent sans que la roche devienne liquide. Dès qu'il y a fusion, on quitte le métamorphisme : la fusion partielle s'appelle anatexie et donne des migmatites, puis du magma. Métamorphisme et magmatisme sont deux domaines voisins mais distincts, séparés par le solidus.
Piège 6 : croire que l'érosion fait simplement « baisser » la montagne d'autant. À cause de l'isostasie, enlever 1 km de roche au sommet ne fait pas baisser le sommet de 1 km : la chaîne remonte en réponse (rebond isostatique), si bien que l'altitude diminue beaucoup plus lentement et que des roches profondes finissent par affleurer. La disparition d'une chaîne est un long aller-retour, pas une simple soustraction.
Application concrète
Amine est en sortie de terrain avec sa classe dans le Haut Atlas, au-dessus d'Aït Benhaddou. Le professeur lui confie une coupe géologique simplifiée de la région et lui demande de la lire : non pas de la décrire, mais d'en reconstituer l'histoire. Amine va devoir mobiliser tout le chapitre. Suivons son raisonnement.
Étape 1 — Repérer les déformations. Amine observe d'abord que les couches sédimentaires, qui se sont déposées horizontalement au fond d'une mer ancienne, sont aujourd'hui plissées : il identifie un anticlinal et, plus loin, une grande faille inverse où une couche calcaire chevauche une couche plus jeune. Conclusion immédiate : la région a subi un raccourcissement horizontal, donc une compression, donc une convergence. Il en déduit la direction de la compression, perpendiculaire aux axes des plis : ici, à peu près nord-sud, cohérente avec le rapprochement Afrique-Europe.
Étape 2 — Mesurer l'épaississement. Le professeur donne à Amine la profondeur du Moho sous la chaîne, déterminée par les ondes sismiques : environ 40 km, contre 30 km sous les plaines voisines. Amine comprend que la croûte est épaissie et qu'il existe une racine crustale. Le relief qu'il a sous les yeux n'est donc que le sommet émergé d'une croûte enfoncée bien plus bas — l'isostasie en action.
Étape 3 — Trancher : subduction ou collision ? Amine cherche les indices décisifs. Voit-il une fosse active, un arc volcanique d'andésites, un plan de séismes profonds plongeant ? Non. Voit-il en revanche des nappes de charriage, des chevauchements, des terrains anciens posés sur des terrains récents, et même des lambeaux de l'ancien océan Téthys disparu ? Oui, surtout vers le Rif voisin. Il conclut qu'il n'est pas sur une subduction active mais sur une chaîne de collision intracontinentale, née de la fermeture d'un océan puis du serrage de deux continents.
Étape 4 — Lire les conditions profondes. Le professeur montre à Amine un échantillon de roche métamorphique prélevé plus bas dans la vallée, riche en minéraux index. Amine sait désormais que ces minéraux sont des témoins P-T : ils racontent que cette roche, aujourd'hui en surface, a séjourné à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur. Pour qu'elle affleure maintenant, il a fallu que l'érosion décape la chaîne et que le rebond isostatique la fasse remonter.
Étape 5 — Replacer la coupe dans le cycle. Amine assemble enfin tout : un océan s'est ouvert, puis fermé par subduction ; les continents sont entrés en collision et ont soulevé l'Atlas ; le métamorphisme a transformé les roches enfouies ; l'érosion et le rebond les ramènent aujourd'hui à l'air libre. Le Haut Atlas est une chaîne en cours de cycle : encore haute, encore active sismiquement, mais déjà attaquée par l'érosion.
Conclusion. Amine rend une coupe non plus muette mais bavarde : chaque pli, chaque faille, chaque roche y raconte une étape de la convergence. Il a compris qu'une chaîne de montagnes n'est pas un décor figé mais un moment d'un cycle long de centaines de millions d'années. Cette lecture du temps long dans la roche, tu la prolongeras en classes préparatoires et dans les sciences de la Terre, où la même grille — déformation, métamorphisme, isostasie — sert à déchiffrer toutes les chaînes du globe, des Alpes à l'Himalaya.
À retenir
Avant les exercices, voici les règles essentielles à mémoriser.
La convergence rapproche deux plaques et produit un raccourcissement et un épaississement crustal. On la lit dans trois indices : le relief, les déformations (plis, failles inverses) et la racine crustale (Moho enfoncé).
La subduction enfonce une lithosphère océanique dense sous une autre plaque. Marqueurs : fosse, plan de Wadati-Benioff, magmatisme par fusion hydratée du manteau. Roches : andésite (volcanique) et granitoïdes (plutoniques).
La collision suit la subduction, quand l'océan a disparu : deux croûtes continentales trop légères pour plonger se déforment intensément (plis, chevauchements, nappes, racine épaisse). Exemples : Himalaya, et au Maroc le Haut Atlas et le Rif.
Le métamorphisme transforme la roche à l'état solide selon la pression et la température subies ; les minéraux formés indiquent la profondeur atteinte. Haute P / basse T → subduction ; P et T croissantes → collision, jusqu'à l'anatexie (fusion partielle).
Une chaîne flotte par isostasie grâce à sa racine. L'érosion la rabote, le rebond isostatique fait remonter les roches profondes, l'effondrement gravitaire l'étale : c'est le cycle orogénique (océan → subduction → collision → reliefs → disparition).