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Le magmatisme des dorsales et des points chauds
La dorsale atlantique au niveau de l’Islande :
une dorsale et un point chaud?
FR Boutin
Les documents utilisés pour cette présentation proviennent des nombreux géologues qui publient sur Internet,
en particulier C. Nicollet, C. Annen, D. Dungan, JP. Winter, T. Grand, le Laboratoire des Sciences de la Terre de Lyon,
le CNRS, les cours de Pétrology de l’Université de Laval (Quebec) et de Washington (USA),
Futura Sciences et WIKIPEDIA.
Le magmatisme des dorsales
- Les dorsales résultent de la rupture de la
lithosphère et de l’écartement de deux plaques
sous l’effet de forces de traction.
L’écartement des bords est de 1 à 20 cm
par an (10 à 200 Km en 1 million d’années).
- La montée de l’asthénosphère et
l’amincissement de la lithosphère entraînent
un enfoncement de la croûte au niveau
de la dorsale de l’ordre du Km.
- Du volcanisme apparaît : la lave bouche
les fissures qui se forment créant
une nouvelle croûte (océanique) car à
cause de la subsidence, le volcanisme
est le plus souvent sous l’eau.
Ouverture d’une dorsale en Islande
Ouverture des rifts et des dorsales
Remontée
de
l’asthénosphère
Les contraintes de
traction
Amincissement
de la
lithosphère
par formation
d’un rift
Subsidence
de la croûte
Volcanisme de rift
Ouverture de la
dorsale
Volcanisme
des dorsales
Subsidence
de la dorsale
Fusion des eutectiques
près de la surface
Les rifts correspondent à une remontée de l’asthénosphère qui crée des forces de traction
à l’origine de la rupture des plaques et une modification du géotherme.
Modification du geotherme au niveau des dorsales
1200
1200°C
Le flux de matière au niveau des dorsales (flèches blanches)
est de l’ordre du quelques cm/an. Le transfert de chaleur lié à ces mouvements de matière
est supérieur au transfert de chaleur par conduction. C’est ce qui explique
le resserrement des isothermes au niveau des dorsales.
La position de l’isotherme 1200°C (courbe rouge), limite entre la lithosphère et l’asthénosphère,
est, au niveau des rifts et des dorsales, proche de la surface.
La lithosphère qui a alors une épaisseur considérablement réduite
peut se rompre sous l’effet des forces de traction.
Pourquoi les mouvements de convection modifient le
géotherme?
Dans les solides, le transfert de chaleur se fait essentiellement par conduction
alors que dans les liquides, la convection joue un rôle important.
Voyons ce qui se passe lorsqu’il y a conduction et convection dans le manteau.
Par conduction,
la chaleur « pénètre »
dans les roches de :
Par convection, lorsque
le déplacement est de 1cm par an,
la chaleur « avance » de :
1 cm en 1 jour
20 cm en 6 mois
20 m en 10000 ans
200 m en 1 million d’années
2 Km en 100 millions d’années
0,002 cm en 1 jour
0,5 cm en 6 mois
100 m en 10000 ans
10 Km en 1 million d’années
1000 Km en 100 millions d’années
exemples : le refroidissement nocturne,
les changements de température hivers/été
le permafrost, la fonte des glaciers
Conclusion : sur des périodes longues, de plusieurs millions d’années,
les mouvements de convection
ont une influence sur la répartition des isothermes
beaucoup plus grande que la conduction thermique.
L’ouverture d’une dorsale
L’ouverture d’une dorsale est le résultat d’un processus répétitif
comportant les étapes suivantes:
1 - Les forces de traction qui séparent les plaques de 1 à 15 cm par an provoquent
un allongement élastique de la croûte océanique de part et d’autre de la dorsale.
Cet allongement est maximal au droit de la dorsale.
2 - La rupture de la croûte tous les 10 à 100 ans provoque un retour élastique
des plaques et l’ouverture brutale de fissures larges d’environ 1 mètre
et de plusieurs kilomètres de long.
3 - Le remplissage des fissures par du magma basaltique provenant
d’une chambre magmatique située sous la dorsale formée à l’ouverture de la dorsale
4 - Arrêt de l’éruption après refroidissement des laves en surface
La solidification du magma « soude » alors à nouveau les deux plaques :
le lent allongement élastique des plaques va recommencer.
Le complexe filonien ou séquence ophiolitique
La répétition du processus que nous venons de décrire est à l’origine
d’une série de roches qui forment ce que l’on appelle le complexe filonien ou
la séquence ophiolitique. Cette séquence comporte :
- une coulée de basalte en surface. Lorsque la coulée se produit sous l’eau
on observe la formation de lave en coussins.
La surface des coussins est souvent un verre et le cœur un basalte grossier.
- des filons remplis de basalte en profondeur.Ils sont constitués de dolérite
- à plus grande profondeur, la solidification forme un gabbro isotrope et
- lorsqu’une ségrégation se produit dans la chambre magmatique, le remplissage irrégulier
de la chambre entraîne la solidification sur les cotés de la chambre magmatique
qui se séparent des lits de gabbro « lité » .
- enfin sous les gabbros, on trouve le manteau : lhertzolite (LOT: dorsale lentes) ou
hartzburgite (HOT : dorsales rapides).
La séquence ophiolitique est un marqueur de l’ouverture d’un océan.
Coupe schématique d’une dorsale (lente)
Écartement
des plaques
lave basaltique
(sous l’eau lave en coussins)
rift
Filons de dolérite
de gabbro
isotrope
Isotherme 1200°C
Gabbro lité
Lhertzolite ou
Hartzburgite
La décompression au droit d’une dorsale
permet d’extraire le magma formé dans l’asthénosphère.
Cas d’une dorsale lente : 2cm/an
La sequence ophiolitique : les laves en coussins
Lave en coussins observées en Oman,
Traces laissées par une dorsale
il y a 85 millions d’années.
Lave en coussins filmées sous l’eau (Galapagos)
Cortex vitreux d'un pillow lava
(zone supérieure noire)
Radiolarites et Basaltes en coussins en Oman
Les premiers sédiments, des radiolarites rouges et jaunes, viennent se mouler sur les laves en coussins.
Noter le grain du basalte dans un coussin : grossier et isotrope au centre, fin et en prismes en allant vers
l’extérieur. On trouve aussi à la surface, une couche dont la structure est celle d’un verre.
Filons de dolérite observés
en Oman
Détail : filons de dolérite
La dolérite a la même composition qu’un basalte
mais la microstructure est intermédiaire
entre celle du basalte (roche volcanique)
et le gabbro (roche plutonique).
Les filons de dolérite sont une
des caractéristiques
de la séquence ophiolitique.
Gabbros lités observés en Oman
Lits plus ou moins sombres de gabbro correspondant à des teneurs en Fe + Mg variables.
Sous les couches de gabbros, on peut trouver les péridotites de la lithosphère.
Le basalte des dorsales
- La composition des basaltes du plancher
océanique formé dépend du type de la dorsale :
avec une dorsale rapide (HOT), le manteau
a été appauvri et c’est une Hartzburgite qui
produit le basalte.
Le basalte est alors pauvre en diopside :
c’est un basalte tholeiitique voir un basalte à
olivine qui se forme.
HOT
avec une dorsale lente (LOT), c’est une
Lherzolite qui produit le basalte avec un
taux de fusion faible :
le basalte est un basalte à hyperstène voir
un basalte tholeiitique.
LOT : Lherzolite Ophiolite Type
HOT : Hartzburgite Ophiolite Type
MORB : Mid ocean ridge basalt
LOT
Le basalte des dorsales
Ce triangle est la base du tétraèdre du basalte
(le diopside n’est pas représenté et l’anorthite n’est pas dans le plan).
La composition du magma dépend de la pression et du taux de fusion du manteau.
Lorsque le taux de fusion augmente, le basalte devient un basalte tholeiitique à olivine.
Olivine
(Mg,Fe)2SiO4
Basalte
tholéiitique
à olivine
Picrite
Basalte
tholéiitique
Basanite ou
basalte alcalin ou
basalte sous saturé
Enstatite
Mg2Si2O6
Basaltes
à hyperstène
Profondeur
10 Kb = 1GPa : 37 Km
30 Kb = 3GPa : 110 Km
(ou à Enstatite)
Tholéiite
à quartz
Quartz
SiO2
Nepheline
(Na,K)AlSiO4
Anorthite CaAl2Si2O8
Komatiite
Dolerite
Anorthite
Orthose
Diopside
Albite
Les magmas :
Peridotite
Basalte à olivine
Basalte tholéitique
Basalte alcalin
Basalte andésitique
(milieu hydraté)
Le basalte des dorsales dans la classification de Mason
Basalte des rifts : le basalte alcalin
Basalte des dorsales (MORB) : basalte tholéiiique plus ou moins riche en olivine
Basalte des points chauds (OIB) : basalte tholéiitique au début, basalte alcalin ensuite
Basalte des subductions : basalte andésitique
De part et d’autre de l’ouverture de la dorsale,
le refroidissement de l’asthénosphère et de la croûte océanique formée entraîne
une subsidence thermique de l’ordre du 1500m en quelques dizaines de millions d’années
d’où le profil particulier du plancher océanique.
Profil du plancher de l’Océan Atlantique
Le magmatisme des points chauds
Un point chaud : Hawaï
Le magmatisme des points chauds
- Un point chaud résulte des mouvements de convection provenant du manteau profond,
peut être même de la limite entre le manteau et le noyau.
- Plusieurs explications sont possibles : fusion de plaques anciennes en subduction, fusion
de postperovskite an niveau du noyau, mouvements dans le manteau inférieur,
radioactivité locale très élevée… : rien n’est prouvé
- Ce flux modifie considérablement le géotherme.
- Des réservoirs intermédiaires semblent exister.
Postperovskite liquide?
À un point chaud les zones rigides sont fondues,
le magma peut alors s’écouler librement
Point chaud
Croûte
océanique
Upwelling
- Le magma qui arrive à la surface
correspond à un mouvement profond
dans l’asthènosphère : le uppwelling.
- Ce mouvement entraîne une modification
des isothermes.
- Le magma fond par décompression,
près de la surface.
- Le magma est un basalte tholeiitique.
- Mais ce magma très chaud, s’il fond
la croûte qu’il traverse, s’enrichit en silice
et alcalins. On peut donc observer des variations
dans la composition du magma.
- Le magma très liquide forme des coulées
de lave sans explosion.
Les volcans qui ont généralement débutés sous
l’eau forment des dômes (boucliers) et parfois
créent d’immenses écoulements : les trapps.
- L’écoulement de magma à un point chaud se
poursuit tant que le manteau est fertile. Un point
chaud comme Hawaï existe depuis plus de 65
millions d’années. Le point chaud de La Réunion
serait à l’origine des trapps du Deccan il y a 65
millions d’années, lorsque l’Inde se trouvait
sur ce point chaud.
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Point chaud de l’île de La Réunion
•
• La lave
des points chauds :
• type “aa”
• sur les bords,
• (cheire dans la
• Chaîne des Puys)
et
lave type
“pahoehoe”
au centre.
La surface rugueuse
est due à
un dégazage au
moment de
la solidification.
Lorsque la surface
est lisse,
les gaz sont
restés piégés
dans le solide.
Les laves basaltiques d’un point chaud (Hawaï)
Les trapps : laves basaltiques du Deccan près de Matheran (Inde)
Volcanisme des points chauds
- Les points chauds provenant du manteau profond sont des points fixes .par rapport
au déplacement des plaques.
Les volcans des points chauds : îles
d’Hawaî, de la Réunion, des Gambiers…
sont donc alignés et permettent
de mesurer le mouvement des
plaques : la direction et le déplacement
(11 cm par an pour l’atoll
de Mururoa par exemple).
- La croissance moyenne des volcans
des points chauds est de l’ordre de
3 mm par an, soit 3 Km en 1 million
d’années. L’enfoncement de ces volcans
dû au poids est de 1 à 2 Km.
- La composition des basaltes des
points chauds évolue :
- basalte tholeiitique à Hyperstène à
la base (au tout début sous l’eau)
- basalte alcalin à Néphéline lors du
développement aérien.
- Lorsque le pourcentage de fusion est
élevé, le basalte formé est un basalte
à olivine (sables verts à noirs provenant
du Piton de la Fournaise) et éventuellement
une péridotite.
L’alignement des îles d’Hawaî n’est pas parfait… mais bon, le « panache » qui
alimente ces volcans bouge peut être un peu…
Après l’arrêt du volcanisme…
L’enfoncement des volcans dû au refroidissement de la lithosphère et de l’asthénosphère
est de 0,7mm/an à Tahiti. Après quelques millions d’années cet enfoncement est
de 1000 à 2000m. Les restes du volcan sont sous l’eau ce qui permet au récif corallien
de se développer et de former sur les basaltes une couche de calcaire.
Le résultat : au centre les restes du volcan entourés
d’un lagon et d’un récif corallien
La prochaine fois, on parlera du volcanisme des subductions