Formation et divergence des plaques, La machinerie thermique de

Enseignement Obligatoire de 1èreS - Dossier 6 : Formation et divergence des plaques,
Machinerie thermique de la Terre - 1
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1ère S
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Enseignement
général
Formation et divergence des plaques,
La machinerie thermique de la Terre
DOSSIER 6 - Sommaire :
I/ Le relief des fonds sous-marins et la nature de la lithosphère océanique
L’analyse méthodique des fonds sous-marins à révélé l’existence, dans tous les océans du globe : d’une dorsale
océanique et son rift, de plaines abyssales, de fosses abyssales du côté des marges actives et des glacis, talus
continentaux et plateaux continentaux du côté des marges passives. Le rift est une zone bombée, amincie
soumise à une extension où sont injectés des magmas basaltiques. La lithosphère océanique, sous une couche de
sédiments de plus en plus épais lorsque l’on s’éloigne du rift, est formée d’une couche basaltique au sommet,
d’une couche de gabbros en dessous et de péridotites à la base.
II/ La formation et la divergence des plaques
Au niveau du rift, la lithosphère océanique est accrétée. Cette lithosphère est formée par fusion partielle de
matériel asthénosphérique. Au fils des millénaires, cette lithosphère vieillit : elle s’épaissit, se densifie donc
s’alourdit tout en s’altérant. Au niveau des marges passives une forte sédimentation enregistre l’histoire passée
de cette zone. L’étude des dorsales actuelles et de ces archives géologiques permettent de reconstruire l’histoire
de la formation des océans de la montée asthénosphérique au stade océan en passant par les stades rifting et
jeune océan.
III/ La machinerie thermique de la terre
La terre libère en permanence de la chaleur dont l’origine est principalement radioactive. Cette chaleur interne
du globe est libérée par conduction et, surtout, par convection. Les mouvements convectifs forment des cellules
de convection impliquant les zones d’accrétion et de subduction. Au niveau des points chauds le dégagement de
chaleur est également important mais ne mobilise pas de cellules de convection, seul un panache convectif. Cette
convection est d’ailleurs le moteur de la tectonique des plaques.
Samuel Remérand 2005
L’Islande et la
dépression des Afars
permettent d’étudier
les premières étapes
de
l’océanisation

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I/ Le relief des fonds sous-marins et la nature de la lithosphère océanique
I-1 Le relief des fonds sous-marins
¢ La cartographie méthodique des fonds sous-marins a été réalisée à l’aide de navires équipés de
sonars. Ces bateaux envoient en continu des ultrasons et analysent l’écho (le temps de retour) de ces ondes après
réflexion sur le fond : plus le temps de retour est long plus la bathymétrie (profondeur) est importante.
¢ Les fonds océaniques présentent tous un relief commun (Doc. 1 et 2):
- une chaîne de montagne sous-marine de 60.000 km de long et de 1.000 à 3.000 km de
large traverse l’ensemble des océans : la dorsale océanique :
§ cette dorsale est haute de 1.500 m et est même localement émergée, en Islande.
§ l’axe de la dorsale, de quelques dizaines de km de large, est marquée par une
croûte océanique de faible épaisseur, fracturée et siège d’un intense
magmatisme de type basaltique: le rift. Les failles normales et les blocs
basculés présents dans le rift attestent d’une zone en extension, étirement
perpendiculaire à l’axe de la dorsale.
§ des failles perpendiculaires à l’axe de la dorsale tronçonnent cette chaîne de
montagne sous-marine en segments qui sont décalés par coulissage de part et
d’autres de ces failles dîtes transformantes.
- de part et d’autre de la dorsale océanique, on redescend vers un plancher océanique
relativement plat qui forme les plaines abyssales au sein desquelles on rencontre parfois des
appareils volcaniques anciens ou actifs appartenant à des points chauds. Ce volcanisme
intraplaque se retrouve également au sein de plaque continentale !
- enfin, on retrouve le continent via une zone de transition entre la croûte océanique et la
croûte continentale appelée marge. Cette zone se présente sous la forme :
§ d’une fosse très profonde, pouvant atteindre – 11.000 m, et siège de la
subduction (programme de Terminale). On parle alors de marge active car
marquée par une séismicité et un volcanisme important,
§ d’un glacis, au niveau de la plaine abyssale, suivi d’un talus continental qui
remonte de – 4.000 m à – 200 m pour rejoindre enfin le plateau continental
large de70 km environ qui marque le début des lignes de côtes. Cette zone de
transition entre les deux croûtes océanique et continentale, sans activité sismique
ni magmatisme, est appelée marge passive ou stable. L’amincissement de la
croûte continentale, observé du plateau vers le glacis, est accompagné par un
ensemble de failles normales (faille listriques) et de blocs basculés, témoins
d’une zone en distension.
¢ Une dorsale est donc une zone d’amincissement crustale, bombée, soumise à un régime d’
extension où sont injectés des magmas basaltiques.
¢Une marge continentale est donc soit :
- active et témoigne d’une zone de subduction,
- passive ou stable, et présente les témoignages d’une zone, autrefois, en extension.
I-2 La nature de la lithosphère océanique
¢ La nature de la lithosphère océanique révélée par sismique réflexion, par analyse directe
(observations à la faveur de failles, de carottages) ou encore à la faveur des ophiolites (morceaux de plancher
océaniques retrouvés en altitude, au sein de montagnes) montre, sous les sédiments de plus en plus épais au fur et
à mesure que l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plusieurs couches (Doc. 3):
- des basaltes au sommet
- des gabbros en dessous
- des péridotites à la base.
¢ Les basaltes (pillow-lavas puis complexes filoniens) et les gabbros (massifs et lités) forment la
croûte océanique. La croûte océanique associée aux péridotites forment la lithosphère océanique (Doc. 3).
On rappelle que le Moho constitue une limite chimique entre la croûte océanique (ou continentale) et les
péridotites du manteau supérieur. La lithosphère océanique (ou continentale) rigide présente une limite
thermique (isotherme 1300°C) et mécanique avec l’asthénosphère ductile (voir Dossier 5).

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Doc.1
: Relief du fond des océans.
D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
Doc. 2
: Cartographie des o
céans autour de l’Islande.
D’après SVT 1
èreS Bordas, édit. 2001, modifié Remérand 2002.
Doc.3
: Nature de la lithosphère océanique.
D’après SVT 1èreS Belin, édit. 2001, modifié Remérand 2002.
Doc. 4
: Le rift
: site de production de la lithosphère océanique.
D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.

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II/ La dorsale océanique : une zone de formation de la lithosphère océanique et de
divergence des plaques
II-1 Le rift, site de production de la lithosphère océanique
¢ L’axe de la dorsale est parcouru par un rift, dépression bordée de failles normales témoins d’une
distension, où la sismicité permanente signe un écartement constant de cette zone (Doc. 4).
¢ Le flux de chaleur, c’est-à-dire le rayonnement thermique d’origine interne évacué par conduction à
travers la croûte, révèle une zone très chaude sous le rift interprétée comme étant une zone chaude du manteau
supérieur de moindre densité : la chambre magmatique (Doc. 4). En conséquence cette région est dilatée et la
croûte soulevée, d’où le bombement et l’amincissement crustal observés au niveau du rift.
¢ Dans l’axe des dorsales, du magma basaltique est injecté, comblant au fur et à mesure les fissures
résultant de l’écartement progressif des marges. On estime à 20 km3 par an, la production de magma au niveau
des rifts, soit 60% du magmatisme mondial.
¢ Le magmatisme basaltique est lié à la remontée d’une colonne chaude de matériel mantellique
profond (diapir asthénosphèrique), des péridotites non différenciées constitutives de l’asthénosphère
ductile, à l’aplomb du rift (Doc. 4). Lors de cette ascension, la baisse de pression (Doc. 5) déclenche la
fusion partielle de ce matériel mantellique profond. En effet, lors de leur remontée, les péridotites
asthénosphériques initiales recoupent la courbe de solidus de ces roches. Du coup, une fraction des minéraux
constitutifs des péridotites entrent en fusion et libère un liquide (Doc. 5). Ce liquide de fusion partielle de départ
se trouve d’abord sous forme de gouttelettes. Puis ces petites gouttes, moins denses, remontent alors et se
rassemblent sous forme de poches de liquide de fusion partielle plus grosses. Ainsi, à partir des péridotites
asthénosphériques initiales non différenciées, suite à la fusion partielle et en fonction de la vitesse de
refroidissement, on obtient dans la chambre magmatique (Doc. 6 et 7):
- des péridotites, résiduelles, à la base,
- un liquide magmatique de composition différente de la péridotite initiale qui lui donna
naissance. Ce liquide magmatique, moins dense, remonte dans la cheminée magmatique et
par cristallisation fractionnée (les minéraux apparaissent et disparaissent dans un certains
ordre en fonction de la pression et de la température) génère la croûte océanique composée
de : § gabbros (structure grenue) sur des péridotites
§ basaltes en filons (structure microlithique) au-dessus des gabbros
§ basaltes en forme de coussin (pillow-lavas à structure microlithique) en surface,
au contact de l’eau de mer.
Le matériel asthénosphèrique ductile se transforme ainsi en lithosphère rigide.
II-2 Le vieillissement de la lithosphère océanique : alourdissement et hydrothermalisme
II-2-1 La lithosphère océanique s’alourdit, l’océan s’approfondit
¢ La jeune croûte océanique, près du rift, constituée de basaltes et gabbros, est encore amincie, chaude
et bombée (Doc. 4).
¢ Sous l’axe de la dorsale, l’asthénosphère chaude, qui atteint 1.300°C, est directement au contact de la
croûte. La lithosphère n’est alors constituée que de la croûte océanique !
Au fur et à mesure de la dérive de part et d’autre de la dorsale, la lithosphère rigide nouvellement
formée s’éloigne du domaine chaud, de l’intumescence thermique (à l’origine du panache asthénosphèrique qui
injecte le magma au niveau du rift). En s’éloignant de la ride, l’isotherme 1.300°C qui marque la base de la
lithosphère rigide et donc la frontière avec l’asthénosphère ductile, s’enfonce au sein du manteau supérieur. Cet
enfoncement de l’isotherme 1.300°C, engendre un alourdissement du manteau supérieur par augmentation
de l’épaisseur de la partie inférieure de la lithosphère. Cette dernière s’épaissit en se nourrissant de
l’asthénosphère : des parties de plus en plus profondes de l’asthénosphère recoupent la courbe de solidus et
permettent l’apparition de péridotites (Doc. 8).
¢ De plus, au fur et à mesure qu’elle s‘éloigne de l’axe de la dorsale, la croûte se refroidit. Moins
chaude, elle se contracte, se rétracte et donc se densifie, s’alourdit (Doc. 8).

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Doc. 5
: Lors de leur remontée, la décompression des péridotites non différenciées provoque leur fusion
partielle.
D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
Doc. 6
: Les basaltes, gabbros et péridotites sont le résultat de la fusion partielle de l’asthénosphère.
D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.
Asthénosphériques non différenciées