Limite convergente

Limite convergente

Comme le globe terrestre a des dimensions finies, il est nécessaire que la production de croûte océanique au niveau des dorsales soit compensée par une destruction de croûte ailleurs. Cela se produit dans les zones où deux plaques se rapprochent l’une de l’autre. Une des plaques plonge en-dessous de l’autre et est recyclée dans le manteau formant ce que l’on appelle une zone de subduction (Figure ci-dessous). Ces zones présentent plusieurs caractéristiques :

Coupe schématique d’une zone de subduction (d’après Juteau et Maury, 2005).

- Une intense activité sismique : la plaque plongeante « froide » pénètre dans le manteau solide. Il en résulte des frictions gigantesques qui engendrent des séismes très dévastateurs. Les foyers (ou hypocentres) des séismes se répartissent en profondeur le long d’un plan, appelé plan de Bénioff-Wadati, qui matérialise la partie supérieure de la plaque plongeante ;

- L’amorce de la courbure de la plaque produit une dépression du fonds marin qui est l’origine de la formation de fosse abyssale ;

- La plaque plongeante est soumise à de fortes augmentations de pression et, dans une moindre mesure, de température ce qui produit la recristallisation des roches à l’état solide et leur déshydratation (perte d’eau)/décarbonatation (perte de CO2) : ce métamorphisme (non abordé dans le blog) de haute pression est caractéristique, il génère les fameux schistes bleus et les éclogites. Dans certains cas extrêmes, les conditions de pression sont telles (métamorphisme de ultra-haute pression ou UHP) que le diamant peut se former à partir du carbone des carbonates ou de la matière organique qui se trouvaient initialement présents dans la fine pellicule sédimentaire qui recouvrait la croûte océanique ;

- L’eau libérée par les réactions métamorphiques percolent vers le haut ce qui facilite le processus de fusion de la plaque plongeante elle-même ou, plus souvent, ducoin de manteau surplombant cette plaque plongeante. Le magma produit est distinct de celui des dorsales médio-océaniques : il est ici de nature andésitique (ou calco-alcalin), c’est-à-dire plus riche en silice, en eau et en éléments solubles dans l’eau (les alcalins et les alcalino-terreux). L’exemple-type de ce magmatisme a été défini dans la cordillère des Andes, d’où le nom donné au magma. Ce magma riche en eau produit généralement des éruptions de type explosif (avec relativement peu de coulées de lave fluide) beaucoup plus dangereuses que les éruptions basaltiques.

Suivant la nature des plaques qui s’affrontent, on peut distinguer 3 types de limite convergente qui correspondent à 3 contextes géodynamiques distincts :

- affrontement entre deux plaques océaniques :

C’est-à-dire deux plaques qui ne comportent pas de blocs continentaux. Dans cette situation, une des deux plaques passe en-dessous de l’autre ; c’est la plaque la plus ancienne, donc la plus froide et la plus dense qui s’enfonce. Cette situation correspond à un arc insulaire, c’est-à-dire un chapelet d’îles volcaniques en avant de la fosse abyssale qu’il jalonne. Cette situation est celle de nombreuses guirlandes d’îles du Pacifique, comme les Aléoutiennes, les Mariannes, … .

Ce schéma montre les différentes structures présente lors d'une subduction d'une Plaque océanique sous une autre plaque océanique. Source @Google. 

- affrontement entre une plaque océanique et une plaque continentale :

dans ce cas, c’est nécessairement la plaque océanique plus dense (~3.3 g/cm3) qui s’enfonce sous la plaque continentale. Le matériel continental est plus léger (~2.7 g/cm3) et son relief fait obstacle à la subduction. Cette situation correspond à une marge continentale active. À la différence des marges passives (dites de type atlantique), les marges actives (type pacifique) sont caractérisées par une intense activité sismique et volcanique : c’est le cas de la cordillère des Andes résultant du plongement des plaques Cocos, Nazca et Antarctique sous la plaque Amérique du Sud. La péninsule du Kamchatka et de l’arc indonésien (Sumatra, Java,…). Le plongement d’une plaque océanique sous une plaque continentale conduit donc à la diminution progressive de l’extension d’un domaine océanique.

Ce schéma montre les différentes structures présente lors d'une subduction d'une Plaque océanique sous une autre plaque Continentale. Source @Google. 

- affrontement entre deux plaques continentales :

Si une plaque océanique est entièrement recyclée par Subduction sous un continent, il peut arriver qu’un bloc continental, qui était transporté passivement par la plaque océanique, se trouve confronté à l’autre bloc continental : on a alors une collision intercontinentale qui engendre la surrection d’une vaste chaîne de montagne. C’est le cas du plateau du Tibet et de l’Himalaya qui résulte de la collision du sous-continent indien avec la plaque Eurasie. On sait en effet que vers 140 Ma existait un grand domaine océanique entre l’Inde (qui était située entre 30 et 40° de latitude Sud) et l’Eurasie avec le bloc continental de Lhassa entre les deux. Le bloc Lhassa est entré en collision avec l’Asie vers 100 Ma ; le souscontinent indien proprement dit est entré en collision avec l’ensemble Eurasie-Lhassa vers 40 Ma. 

L’histoire détaillée de cette collision est en fait beaucoup plus complexe que la courte description qui vient d’être faite. L’évolution tectonique du continent asiatique est cependant assez bien connue. Les portions continentales des plaques constituent des éperons naturels qui jouent le rôle de « poinçons » causant l’écrasement du continent et l’expulsion latérale de la lithosphère s’il existe une extrémité libre à la plaque. 

Ce modèle de poinçonnement est schématisé dans la figure ci-dessous qui montre clairement l’expulsion d’une partie du continent asiatique vers l’Est le long de grandes zones de cisaillement. On sait que la formation du rift du lac Baïkal et le volcanisme associé sont une conséquence de la poursuite du mouvement de poussée de l’Océan Indien et de l’Inde sur l’Asie.

modèle de poinçonnement de l’Asie par le sous-continent indien (d’après le modèle de Tapponier et al, 1986, repris par Boillot et al, 2008). A-C : Déformation expérimentale en laboratoire provoquée par l’avancée progressive d’un poinçon rigide (en grisé). D : Le poinçon rigide de l’Inde (en grisé) déforme le continent asiatique et provoque l’échappement vers l’Est (flèches noires) des fragments continentaux. BA : rift du Baïkal.

Lors de la subduction et de la fermeture d’un domaine océanique, il peut arriver que, suite aux mouvements de convergence, le plancher océanique se fragmente et que les fragments soient enchâssés sur le continent sous forme d’écailles tectoniques comprenant une association caractéristique de roches basiques (basaltes et gabbros) et ultrabasiques (péridotites) qui forme une ophiolite (ou cortège ophiolitique). Ce mécanisme est appelé obduction. La reconnaissance de telles ophiolites sur le terrain est d’importance primordiale car elles permettent d’identifier les domaines océaniques anciens, d'ailleurs ce type de mécanisme a permis aux géologues de définir une plaque océanique dans les débuts de la tectonique des plaques. 

Les premières ophiolites ont été reconnues dans la chaîne orogénique des Alpes (qui s’étend des Pyrénées à l’Himalaya en passant par les Alpes proprement dites, les Dinarides, les Carpates et les Balkans) ; elles résultent des premiers épisodes de fermeture de la Méditerranée et de collision entre les plaques Afrique et Europe.

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