Divergence et phénomènes liés

(3 semaines)
Divergence et phénomènes liés
Introduction :
Question 1 page 315
La lithosphère océanique diverge de part et d'autre de la dorsale océanique. Comment est produite la
lithosphère océanique ?
Les basaltes sont les roches constitutives du plancher océanique. Sont-ils les seules roches de la
lithosphère océanique ?
Comment expliquer l'âge du plancher océanique ne dépasse pas 180 Ma ?
Comment expliquer le magmatisme de la dorsale océanique ?
1 Formation et évolution de la lithosphère océanique.
1.1 La lithosphère océanique est constituée de différentes roches.
Exercice 2 page 333
Dans certains cas, il est possible de connaître
directement les roches de la lithosphère océanique par
l'observation de :
–
failles transformantes au fond des océans,
lambeaux de lithosphère océanique dans les chaînes
de montagne (ophiolites).
–
La lithosphère océanique est constituée (de haut en bas),
de sédiments, de basalte, de gabbro et de péridotite.
Le basalte a une structure microlitique, le gabbro et la
péridotite ont une structure grenue.
Comment expliquer cette différence de structure entre
les roches de la lithosphère océanique ?
1.2 La formation des roches de la lithosphère océanique.
TP1 : Les roches de la croûte océanique.
Le magma qui se refroidit brutalement
au contact de l'eau produit des basaltes en
coussins (ou pillow-lava).
Le magma qui refroidit lentement en
profondeur dans la chambre magmatique
produit du gabbro.
Ainsi, la taille des cristaux augmente
quand la vitesse de refroidissement
diminue.
Le refroidissement plus ou moins rapide des magmas conduit à des roches de textures
différentes (basaltes/gabbros).
En effet, la cristallisation lente, en profondeur, produit des gabbros, de texture grenue et le
refroidissement rapide, en surface, produit des basaltes, roches de texture microlitique.
Comment est produit le magma à l'origine de ces deux roches ?
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1.3 La dorsales océanique produit une quantité importante de magma.
TP2: Le magmatisme des dorsales océaniques.
Sous la dorsale océanique, lorsque l'asthénosphère
remonte, elle traverse la courbe du « solidus ». Elle
passe ainsi du domaine « Solide » au domaine
« Solide + liquide ».
Il y a donc fusion partielle par décompression
adiabatique de la péridotite.
En effet, si on augmente la température ou bien si
on diminue la pression, cela peut entraîner la fusion
partielle des roches.
Question 4 page 303.
La fusion de la péridotite est partielle car cette
roche est constituée de minéraux différents.
Le plagioclase fond en premier (le liquide
magmatique aura donc une composition chimique
plus riche en calcium et aluminium que la
péridotite initiale). Ce liquide, en solidifiant,
donnera des basaltes et gabbros. La péridotite
résiduelle sera enrichie en olivine et en pyroxène.
Finalement, la composition chimique des
basaltes et des gabbros dépend en premier lieu du
taux de fusion partielle des péridotites.
Le liquide magmatique est collecté dans une
chambre
magmatique
où
il
cristallise
partiellement. Cette chambre magmatique désigne
un espace de quelques kilomètres cubes au sein
desquels on distingue une bouillie cristalline
(mélange de liquide magmatique et de cristaux) et
une lentille sommitale entièrement liquide.
Les magmas sont issus de la fusion partielle des péridotites du manteau induite par
décompression.
La fusion partielle des péridotites donne un magma de composition chimique différente de
celle de la roche source.
Les dorsales océaniques sont le siège d'une production importante de magma : de l'ordre de
20 km3 par an. Ils sont de nature basaltique.
1.4 La lithosphère océanique s'éloigne de l'axe de la dorsale et se
modifie.
Questions 1 et 2 page 305.
L'eau circule dans des fissures de la lithosphère océanique, ce qui altère les minéraux constitutifs des
roches qui s'hydratent.
Les plagioclases deviennent des argiles, les pyroxènes des amphiboles et les olivines de la serpentine.
Les eaux qui circulent se chargent donc en minéraux puis remontent à la surface sous forme de
sources hydrothermales : le « fumeurs noirs » ou vivent des bactéries autotrophes à l'origine d'un réseau
alimentaire.
La lithosphère océanique nouvellement formée qui s'éloigne de la dorsale se
progressivement. Elle s'épaissit donc au détriment de l'asthénosphère, et sa densité augmente.
refroidit
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique s'hydrate, se refroidit et s'épaissit.
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Comment apparaît un océan ?
2 Le phénomène d'océanisation.
2.1 Les marges passives des continents.
Rappel : Au niveau des marges actives, la lithosphère océanique plonge sous la lithosphère
continentale dans l'asthénosphère, alors qu'au niveau des marges passives, la lithosphère océanique
passe sans transition à la lithosphère continentale.
Google Earth « Marge passive.kmz »
La marge passive montre un profil en « marches d'escalier ». Un profil en sismique réflexion
(Document 1) permet de comprendre cette disposition particulière.
Les blocs sont décalés le long de failles. Il
est ainsi possible de différencier des dépôts
sédimentaires importants :
anté-rift antérieurs à la formation de
la marge passive (calcaires) 1,
–
syn-rift contemporains de la formation
de
la
marge
passive
(sédiments
détritiques, roches volcaniques) 2,
–
post-rift postérieurs à la formation de
la marge passive (calcaires) 3.
–
Remarque : les dépôts sédimentaires
Document 1 : La marge passive au large de l'Europe.
contemporains de la formation de la marge
passive sont fluviatiles (graviers) et évaporitiques (sels), ce qui témoigne d'un affaissement de la
lithosphère continentale et d'une invasion progressive de la mer.
Quels mécanismes permettent d'arriver à une telle disposition des blocs les uns par rapport aux
autres ainsi qu'aux dépôts associés ?
2.2 Les mécanismes de la rupture continentale.
Expériences analogiques de tectonique en
extension « Tectodidacte ».
Document 2 : Un
fossé effondrement
en Afrique de l'Est.
Des mouvements tectoniques en extension
provoquent l'apparition de failles normales
(Document 3) au niveau des marges passives
et des fossés d'effondrement (Document 2).
Les conséquences de tel mouvements
tectoniques sont un amincissement de la
lithosphère
continentale
à
l'origine
de
l'affaissement de la lithosphère continentale.
2.3 Du rift continental à l'océan.
TP3 : La formation d'un océan.
Étape 1 : Formation d'un fossé d'effondrement ou « rift ».
Il est le résultat de l'étirement de la lithosphère continentale. Des
failles normales incurvées affectent la lithosphère et forment des blocs
basculés. Le tout s'accompagne d'activité sismique et volcanique. Des
sédiments syn-rift se déposent.
Étape 2 : Formation d'une mer étroite.
En s'écartant, les deux nouveaux
continents entraînent la remontée de
l'asthénosphère donc sa fusion partielle. Le
magma refroidit et constitue les roches la
croûte océanique.
C'est le phénomène d'accrétion océanique. Des sédiments post-rift se déposent.
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Étape 3 : Expansion océanique.
La lithosphère océanique se refroidit, s'hydrate et s'épaissit en s'éloignant de la dorsale. Il se forme
alors un océan qui sépare les deux continents.
2.4 Conclusion.
Les marges passives sont structurées par des failles normales et sont le siège d'une
sédimentation importante.
Elles ont enregistré l'histoire précoce de la rupture continentale et de l'océanisation.
L'activité des failles normales, héritage de rifts continentaux, témoigne de l'amincissement de
la lithosphère et de sa subsidence.
La morphologie, la présence de séismes et les failles normales qui structurent les dorsales
océaniques attestent de mouvements en extension.
Document 3 : Les différents types de failles.
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