Illustrations en cours d’ajout

Plan du chapitre

Cours et schémas en version imprimable

– Cours à imprimer (si accord du professeur)

Ressources du TP1

– fiche du TP
– vidéo de la technique
– fiche technique du logiciel
– corrigé du TP

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

Introduction

Nous avons vu comment les études paléomagnétiques ont permis de mettre en évidence l’écartement des plaques, la divergence, au niveau des dorsales océaniques.

Ces zones de divergence sont le siège d’une activité géologique très importante : nombreux séismes de magnitude faible à moyenne, forte activité volcanique et fort flux géothermique.

Problématique

Comment expliquer l’activité géologique observée au niveau des zones de divergences ? Cette activité sismique et volcanique est-elle liée à la divergence des plaques tectoniques ?

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

I – Les dorsales océaniques et la formation de croûte océanique

Problème : Quelles sont les activités géologiques au niveau des dorsales ? comment se forme la croûte océanique ?

1) La dorsale, un relief sous-marin siège d’une activité thermique, magmatique et sismique intense

L’étude des reliefs sous-marins (bathymétrie) montre que les dorsales sont surélevées par rapport aux plaines abyssales.

Schéma montrant la topographie des fonds océaniques au niveau d’une zone de dorsale

(Source : modifié d’après svt.ac-dijon.fr)

On peut relier ce relief de la dorsale au fort flux thermique mesuré. La dorsale se trouverait donc au niveau d’un bombement thermique. Ce flux de chaleur important explique également la forte activité volcanique constatée au niveau des dorsales (voir paragraphe suivant).

Les séismes sont eux liés à l’activité de grandes failles associées aux dorsales, les failles transformantes.

Carte du flux géothermique à la surface de la Terre

2) L’origine du magmatisme des dorsales océaniques

On cherche à comprendre l’origine du volcanisme des dorsales.

La divergence, l’écartement lithosphérique au niveau de la dorsale entraîne un amincissement de la lithosphère et une remontée de l’asthénosphère plus chaude.

Dans ces conditions, la fusion partielle des roches du manteau sous la dorsale est permise car la remontée (sans perte de chaleur) du manteau asthénosphérique permet une augmentation locale de la température. Sur le diagramme liquidus/solidus, on peut observer l’origine de la fusion partielle car le géotherme (évolution de la température en fonction de la profondeur) sous les dorsales croise la courbe du solidus des péridotites : une partie des péridotites commencent à fondre.

Mise en relation du diagramme de phase de la péridotite et de trois géothermes de la croute

(Source : 1ère Spé Bordas)

Pour résumer, ce sont la divergence et la remontée de l’asthénosphère sous les dorsales qui mettent en place les conditions de fusion de la péridotite ce qui forme des poches de magma.

Encart – Lecture d’un diagramme liquidus/solidus d’une péridotite

L’étude en laboratoire de la fusion des péridotites (roche du manteau) permet d’établir dans quelle condition de pression et de température celle-ci fond. On obtient ainsi le schéma ci-dessous.

La courbe du SOLIDUS sépare les conditions PT (pression et température) pour lesquelles la roche est solide de celles où elle commence à fondre. La courbe du LIQUIDUS sépare les conditions PT pour lesquelles la roche est partiellement fondue de celles où elle est complètement fondue.

On ajoute souvent à cette représentation la courbe du géotherme.

Diagramme pression-température (PT) de la péridotite et géotherme de la lithosphère océanique

https://www.pedagogie.ac-nice.fr//svt/productions/enclumes/

3) Magmatisme, volcanisme et formation de la croûte océanique

Le magma formé par la fusion des péridotites du manteau a une composition basaltique.

Ce magma s’accumule dans des chambres magmatiques sous l’axe de la dorsale. Une partie du magma refroidit lentement dans la chambre et forme les gabbros de la croûte océanique. Le refroidissement lent explique la forte cristallisation observée dans le gabbro (texture grenue).

L’autre partie du magma est évacuée épisodiquement, les laves ainsi formées refroidissent rapidement au contact de l’eau de mer à 3-4°C. Ces laves forment les basaltes de la croûte océanique (pillow-lavas – basaltes en coussins – et basaltes en filons). Le refroidissement rapide explique la présence d’un verre peu cristallisé (texture microlithique).

Bloc diagramme du magmatisme et des produits associés en zone de dorsale (Source : 1ère Spé Bordas)

http://philippe.cosentino.free.fr/productions/enclumes/

4) L’hydrothermalisme et les modifications des roches de la lithosphère océanique

Au niveau des dorsales, on observe des circulations d’eau dans la croûte et le manteau. Ces circulations d’eau, dîtes hydrothermales, déclenchent la transformation de certains minéraux.

On observe ainsi l’apparition de chlorite et d’amphibole dans les gabbros et les basaltes et l’apparition de serpentine dans les péridotites. Ces minéraux nouvellement formés sont très hydratés.

Remarque : la circulation hydrothermale entraîne la circulation d’ions comme le fer, le cuivre, le magnésium, ces ions peuvent précipiter en ressortant de la lithosphère et former des fumeurs noirs. On observe au niveau de ces fumeurs la présence d’une faune et d’une microfaune très particulière.

Modèle de circulation hydrothermale au niveau d’une dorsale (Source : 1ère Spé Bordas)

Transformation d’un gabbro en métagabbro de faciès schiste vert au niveau d’une dorsale (échantillon et microscope polarisant en LPNA) (Source : 1ère Spé Bordas)

II – Les dorsales rapides et les dorsales lentes

Problème : comment expliquer que la croûte océanique n’ait pas la même épaisseur partout ?

1) Comparaison de deux ophiolites : Oman et le Chenaillet

Les ophiolites sont des morceaux de croûte océanique déposés sur la croûte continentale lors de la formation d’une chaîne de montagnes.

Leur étude permet de compléter les connaissances que nous avons de la croûte océanique actuelle.

Lorsque l’on observe l’ophiolite d’Oman, on retrouve les différentes roches observés précédemment : basaltes en coussins, basaltes en filons, gabbros et péridotites. L’ensemble formant une croûte océanique d’environ 8 km d’épaisseur. On peut relier l’ophiolite d’Oman à la croûte océanique observée dans le Pacifique.

Lorsque l’on observe l’ophiolite du Chenaillet, on retrouve la succession basalte en coussin/gabbros/péridotite mais l’épaisseur atteint moins de 1 km. Dans d’autres endroits des Alpes, les ophiolites montrent uniquement des gabbros et de la péridotite serpentinisée. On peut relier l’ophiolite du Chenaillet à la croûte océanique observée dans l’Atlantique.

Profils lithosphériques de 2 ophiolites : Profil de l’ophiolite du Chenaillet (Alpes) à gauche et de l’ophiolite d’Oman à droite

2) Deux modèles d’accrétion océanique

Pour expliquer les différences observées entre l’Oman et le Chenaillet, l’Atlantique et le Pacifique, les géologues proposent deux modèles de fonctionnement de la dorsale : les dorsales rapides et les dorsales lentes.

Dans le cas des dorsales rapides, les plaques s’écartent rapidement permettant une forte remontée du manteau. Cela entraîne un magmatisme important et donc la formation d’une croûte épaisse et continue. C’est ce type de dorsale qui aurait formé l’ophiolite d’Oman et que l’on observerait dans le Pacifique.

Schéma de la structure d’une dorsale rapide

Dans le cas des dorsales lentes, les plaques s’écartent lentement et la remontée du manteau serait plus lente. Cela entraînerait un magmatisme faible et intermittent. L’écartement des plaques entraînerait donc la mise à nu de la péridotite et par endroit un peu de volcanisme basaltique et quelques poches de gabbros.

Schéma de la structure d’une dorsale lente

Schéma de la structure d’une dorsale ultra-lente

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

III – L’enfoncement de la lithosphère océanique au cours du temps

Problème : comment expliquer  l’enfoncement de la croûte océanique lorsqu’elle s’éloigne des dorsales ?

En s’écartant de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. Cela entraine un approfondissement de la limite lithosphère/asthénosphère (l’isotherme 1300°C) et donc un épaississement du manteau lithosphérique.

Rappel : la limite entre lithosphère et asthénosphère est définie par des conditions thermiques (1300°C)

Le manteau lithosphérique est plus dense (3,3) que le manteau asthénosphérique (3,25). Cela signifie que lorsque la lithosphère s’épaissit, « elle s’alourdit » et s’enfonce. On parle de subsidence thermique.

Modèle d’évolution de l’épaisseur de la lithosphère océanique au cours de son vieillissement

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

Conclusion

Les observations menées dans ce chapitre ont permis de comprendre le lien entre la divergence des plaques et la dynamique de la dorsale. On retiendra notamment que la divergence des plaques entraîne une remontée du manteau asthénosphérique.

L’observation des cartes des âges de la croûte océanique soulève néanmoins une question : pourquoi n’observe-t-on pas de croûte océanique de plus de 180 Ma ? 

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

à venir

Ce site a été réalisé par Mme et Mr ESTHER

Voici quelques exemples possibles de sujets de bac sur ce chapitre :

à venir