TP8Le renouvellement de la lithosphère océanique au cours du temps
TP8 Le renouvellement de la lithosphère océanique au cours du temps
Dans le cadre du modèle de la tectonique des plaques, les dorsales sont des frontières de plaques où, en permanence, de la lithosphère océanique est mise en place ; les zones de subduction
sont des frontières entre plaques où la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau.
Problème : Comment vérifier la dynamique de la lithosphère océanique ?
Activités proposées
Activité 1 la mise en place de la lithosphère océanique (Annexe 2)
Résumer les mécanismes qui permettent la mise en place de la lithosphère océanique au niveau des dorsales.
Vocabulaire : Magma : roche en fusion située au sein de la lithosphère. Quand le magma s'épanche en surface, on parle de lave. On appelle magmatisme l'ensemble
des phénomènes liés à la formation, au déplacement et à la cristallisation des magmas
Roche magmatique : roche directement issue du refroidissement d'un magma. Si elle a refroidi lentement, en profondeur, elle a une texture grenue, elle est
dite plutonique. Si elle a refroidi rapidement, en surface, elle a une texture microlitique ou vitreuse, elle est dite volcanique.
Activité 2 la disparition de la lithosphère océanique (Annexe1 )
Expliquer en utilisant les documents 1 et 2 en quoi les données actuelles confirment l’existence du phénomène de subduction.
Expliquer à l’aide du document 3 pourquoi la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau.
ANNEXE 1
Doc1 Âge des fonds océaniques au contact des basaltes de la croûte
A titre de comparaison, les plus vieilles roches connues de la croûte continentale sont âgées de 4 milliards d’années.
Doc 2 Tomographie sismique de la fosse des Tonga (coupe est ouest)
Image : www.nsf-margins.org
Principe de la tomographie sismique (exemple de la fosse des Tonga : expérience Labatts en
1994)
1) Pendant trois mois on enregistre les temps d'arrivée des ondes P (ou S) tous les 50 km dans
12 stations terrestres et 30 sismographes sous-marins localisés ici sur une carte
bathymétrique numérique.
2) On évalue les anomalies de vitesse des ondes sismiques (exprimées en pourcentages) aux
différentes profondeurs par rapport au modèle théorique d'un manteau homogène.
3) On réalise une image en coupe de la croûte et du manteau.
Document 3 densité de la croûte océanique au moment de sa formation jusqu’à sa disparition.
La densité de la lithosphère océanique (d = 3,0) à proximité de la dorsale est inférieure à
celle de l’asthénosphère sous-jacente (d = 3,25). Quand son âge atteint environ 35 Ma sa
densité devient supérieure à celle de l'asthénosphère et elle a tendance à plonger
spontanément dans celle-ci. Elle ne le fait pas forcément car elle est rigide. Cependant,
quand la lithosphère océanique dépasse l'âge de 180 Ma sa densité devient telle que
les forces de gravité l'entraînent obligatoirement dans l'asthénosphère.
Doc 5 de la péridotite au basalte
La péridotite de départ (péridotite asthénosphérique) est composée d'olivine,
de pyroxène (silicates ferromagnésiens) et de plagioclases. Or les plagioclases(riches en Ca
et Al) fondent en premier. Le liquide magmatique aura donc une composition chimique
différente de la péridotite initiale car il sera plus riche en calcium et en aluminium que la
péridotite de départ il pourra donner, par exemple, un basalte. Par voie de conséquence
la péridotite résiduelle (péridotite lithosphérique) aura une composition chimique différente de la
péridotite de départ et sera enrichie en olivine et pyroxène.
Après refroidissement le magma donnera des basaltes et des gabbros qui ont même
composition chimique mais qui se distinguent par leur vitesse de refroidissement, rapide, en
surface, pour les basaltes (structure microlitique) ou lente, en profondeur, pour les gabbros
(structure grenue). Cette croûte océanique (basaltes et gabbros) surplombe la péridotite
appauvrie dont elle est issue. Le tout formant un ensemble solidaire sur le plan mécanique (bien
que composition chimique différente) : la lithosphère océanique.
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