Les marges convergentes
Sachant que la Terre est de volume constant, la formation continue de la nouvelle croûte terrestre produit un excès qui doit être équilibré par la destruction de la croûte ailleurs. Ceci est accompli aux frontières de plaques convergentes, également appelées frontières de plaques destructrices, où une plaque descend à un angle – c’est-à-dire est subduite – sous l’autre.
Parce que la croûte océanique se refroidit en vieillissant, elle finit par devenir plus dense que l’asthénosphère sous-jacente, et elle a donc tendance à subduire, ou à plonger sous, les plaques continentales adjacentes ou les sections plus jeunes de la croûte océanique. La durée de vie de la croûte océanique est prolongée par sa rigidité, mais cette résistance finit par être surmontée. Des expériences montrent que la lithosphère océanique subduite est plus dense que le manteau environnant jusqu’à une profondeur d’au moins 600 km (environ 400 miles).
Les mécanismes responsables de l’initiation des zones de subduction sont controversés. À la fin du 20e siècle et au début du 21e siècle, des preuves ont émergé pour soutenir l’idée que les zones de subduction s’initient de préférence le long de fractures préexistantes (telles que les failles transformantes) dans la croûte océanique. Indépendamment du mécanisme exact, les archives géologiques indiquent que la résistance à la subduction est finalement surmontée.
Lorsque deux plaques océaniques se rencontrent, la plaque la plus ancienne et la plus dense est préférentiellement subduite sous la plaque la plus jeune et la plus chaude. Lorsqu’une des marges des plaques est océanique et l’autre continentale, la plus grande flottabilité de la croûte continentale l’empêche de s’enfoncer, et la plaque océanique est préférentiellement subduite. Les continents sont ainsi préférentiellement préservés par rapport à la croûte océanique, qui est continuellement recyclée dans le manteau. Cela explique pourquoi les roches du plancher océanique ont généralement moins de 200 millions d’années alors que les roches continentales les plus anciennes ont plus de 4 milliards d’années. Avant le milieu du 20e siècle, la plupart des géoscientifiques soutenaient que la croûte continentale était trop flottante pour être subduite. Cependant, il est apparu plus tard que des lambeaux de croûte continentale adjacents à la fosse océanique profonde, ainsi que des sédiments déposés dans la fosse, pouvaient être entraînés vers le bas de la zone de subduction. Le recyclage de ce matériau est détecté dans la chimie des volcans qui entrent en éruption au-dessus de la zone de subduction.
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Deux plaques portant une croûte continentale entrent en collision lorsque la lithosphère océanique qui les sépare a été éliminée. Finalement, la subduction cesse et des chaînes de montagnes imposantes, comme l’Himalaya, sont créées. Voir ci-dessous Montagnes par collision continentale.
Parce que les plaques forment un système intégré, il n’est pas nécessaire que la nouvelle croûte formée à une frontière divergente donnée soit complètement compensée à la zone de subduction la plus proche, tant que la quantité totale de croûte générée est égale à celle détruite.
Zones de subduction
Le processus de subduction implique la descente dans le manteau d’une dalle de lithosphère océanique hydratée froide d’environ 100 km (60 miles) d’épaisseur qui porte une calotte relativement mince de sédiments océaniques. La trajectoire de la descente est définie par de nombreux tremblements de terre le long d’un plan qui est généralement incliné entre 30° et 60° dans le manteau et qui est appelé la zone de Wadati-Benioff, du nom du sismologue japonais Kiyoo Wadati et du sismologue américain Hugo Benioff, qui ont été les premiers à l’étudier. Entre 10 et 20 % des zones de subduction qui dominent le bassin océanique circum-pacifique sont subhorizontales (c’est-à-dire qu’elles subductent selon des angles compris entre 0° et 20°). Les facteurs qui régissent le pendage de la zone de subduction ne sont pas entièrement compris, mais ils incluent probablement l’âge et l’épaisseur de la lithosphère océanique en subduction et le taux de convergence des plaques.
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La plupart, mais pas tous, des séismes de cette zone de pendage planaire résultent d’une compression, et l’activité sismique s’étend de 300 à 700 km (200 à 400 miles) sous la surface, ce qui implique que la croûte subduite conserve une certaine rigidité à cette profondeur. À de plus grandes profondeurs, la plaque subduite est partiellement recyclée dans le manteau.
Le site de la subduction est marqué par une profonde tranchée, entre 5 et 11 km (3 et 7 miles) de profondeur, qui est produite par la traînée de friction entre les plaques lorsque la plaque descendante se plie avant de se subduire. La plaque chevauchante racle les sédiments et les parties surélevées du plancher océanique de la croûte supérieure de la plaque inférieure, créant ainsi une zone de roches fortement déformées dans la fosse qui se fixe, ou s’accrédite, à la plaque chevauchante. Ce mélange chaotique est connu sous le nom de coin d’accrétion.
Les roches de la zone de subduction subissent des pressions élevées mais des températures relativement basses, un effet de la descente de la dalle océanique froide. Dans ces conditions, les roches se recristallisent, ou se métamorphosent, pour former une suite de roches connues sous le nom de blueschistes, nommées pour le minéral bleu de diagnostic appelé glaucophane, qui n’est stable qu’aux hautes pressions et aux basses températures que l’on trouve dans les zones de subduction. (Voir également roche métamorphique.) À des niveaux plus profonds de la zone de subduction (c’est-à-dire à plus de 30-35 km), des éclogites, composées de minéraux à haute pression tels que le grenat rouge (pyrope) et l’omphacite (pyroxène), se forment. La formation d’éclogite à partir de blueschiste s’accompagne d’une augmentation significative de la densité et a été reconnue comme un facteur supplémentaire important qui facilite le processus de subduction.