CHAPITRE N°6

L’évolution du modèle, le renouvellement de la lithosphère

océanique

I- La dynamique de la lithosphère précisée

• 1) la tomographie sismique un scanner du globe terrestre

• Voir fiche méthode p 402 • Principe: Cette technique consiste à

identifier des anomalies de vitesse de propagation des ondes sismiques par rapport à une vitesse prévisible étant donné le chemin parcouru

2) Cartographie du globe terrestre

• La traversée d'une zone anormalement froide se traduit par une accélération relative des ondes et donc par une anomalie de vitesse positive ;

• à l'inverse, une anomalie négative trahit la traversée d'une zone anormalement chaude.

• À l'issue de calculs complexes, il devient possible de cartographier les hétérogénéités à différentes profondeurs du globe sous la forme de coupes tomographiques.

II- LE RENOUVELLEMENT DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE

• Au niveau des zones de

subduction, les données tomographiques confirment l'enfoncement et la disparition de la lithosphère océanique dans l'asthénosphère.

• La grande lenteur de réchauffement de la lithosphère océanique plongeant dans le manteau plus chaud explique l'anomalie positive de la vitesse de propagation des ondes sismiques observée jusqu'à une profondeur variable. (voir chapitre précédent)

• À l'aplomb des dorsales, les relevés tomographiques montrent au contraire l'existence d'une zone d'anomalie négative de vitesse des ondes, ce qui correspond à une remontée de l'asthénosphère chaude.

• C'est le lieu de la création d'une lithosphère océanique nouvelle à partir de matériaux d'origine mantellique.

Bloc diagramme en

3 D

III- le fonctionnement de la dorsale et l’accrétion océanique.

• Au niveau des dorsales, l’ensemble des les données topographiques, géothermiques, de tomographie sismique attestent de la création du plancher océanique.

• La mise en place des roches caractéristiques de la lithosphère océanique ou accrétion est due à l'existence d'une remontée de matériaux mantelliques chauds à l’aplomb du rift.

Fonte partielle de la péridotite du manteau

À l’aplomb des dorsales, des mouvements ascendants font remonter les péridotites du manteau qui subissent alors une dépressurisation et commencent leur fusion partielle à 100 km de profondeur : du magma se forme.

Cette fusion partielle se prolonge jusqu’à près de 20 km de profondeur en atteignant un taux voisin de 15 % : le magma a alors la composition d’un magma basaltique qui s’infiltre dans la chambre magmatique.

La baisse de pression résultant de l'ascension déclenche une fusion partielle des péridotites.

Les magmas de composition basaltique s'accumulent dans une chambre magmatique puis migrent vers la surface.

En se refroidissant plus ou moins rapidement, ils donnent naissance aux gabbros et basaltes qui, avec les péridotites, constituent la lithosphère océanique.

La structure de la croûte océanique reflète les conditions de solidification du magma

Le liquide magmatique de composition basaltique remonte dans

la chambre magmatique à quelques km de profondeur.

Ce liquide magmatique se refroidit alors dans la chambre magmatique, ce qui entraine la cristallisation d'une partie du magma.

En premier se forment les cristaux d'olivine, puis les cristaux de pyroxène et enfin les cristaux de plagioclase (en fonction de la température).

C'est le processus de la cristallisation fractionnée. Les minéraux cristallisés, plus lourds que le magma, ont tendance à tomber. La chambre magmatique contient donc du magma basaltique (environ 10-20%) et des cristaux nouvellement formés (plagioclases, pyroxènes, olivines).

Au sommet de la chambre magmatique, on observe une lentille de magma

sommitale contenant presque 100% de magma basaltique (les cristaux étant

tombés au fond de la chambre magmatique).

C'est de cette lentille sommitale que part le magma basaltique qui va remonter vers

la surface.

Le magma qui sort est brutalement refroidi au contact de l’eau de mer froide et se

solidifie rapidement pour former une roche de structure microlithique ou

hémicristalline (cristaux de petite taille noyés dans une pate non cristallisée

appelée verre) : le basalte.

Lorsqu'il se refroidit plus lentement dans les cheminées, il formera le complexe

filonien. Puis en surface , le basalte se solidifie en contact avec l’eau sous forme

de pillow- lavas.

La vitesse de refroidissement du magma détermine donc la structure de la

roche

Un peu de théorie : la croûte océanique

La croûte océanique montre quatre zones, de bas en haut :

- des cumulats lités ou

stratifiés composés de

gabbro, une stratification

résultant de l'action combinée

de la convection et de

l'accumulation des cristaux de

haute température à la base

de la chambre magmatique

des gabbros massifs issus de

la cristallisation aux parois de

la chambre magmatique;

- suit un complexe filonien,

niveau caractérisé par les

dykes et filons gabbroïques

dus à la cristallisation dans les

fractures de tension

au-dessus de la

pile, les basaltes

issus des

épanchements

volcaniques.

Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km d'épaisseur.

Les géologues appellent cette séquence, une séquence ophiolitique, ou

plus sommairement, les ophiolites.

Le plus bel exemple de croûte océanique aujourd'hui à la surface de la

Terre est celle d'Oman. Elle est la seule non (encore) prise dans une

collision.

Près de chez nous, Le Chenaillet (près de Briançon), une croûte alpine

(150 Ma)