Les dorsales océaniques sont des zones de naissance de la lithosphère océanique, où la divergence des plaques entraîne la formation de nouvelles croûtes par fusion partielle du manteau, processus modulé par la vitesse de remontée de l’asthénosphère et l’hydratation des roches.
Formation de la lithosphère par cristallisation rapide des basaltes au contact de l’eau de mer : Lors de l’éruption de lave basaltique au niveau des dorsales, le contact avec l’eau de mer provoque une cristallisation immédiate en basaltes en coussins, formant la nouvelle croûte océanique. Cette cristallisation rapide est essentielle à la mise en place de la lithosphère océanique jeune.
Mise en place de la nouvelle croûte océanique via coulées de lave et failles normales : La nouvelle croûte se construit par l’émission de coulées de lave basaltique qui s’écoulent à travers des fractures, notamment des failles normales, parallèles à l’axe des dorsales, permettant la formation continue de la lithosphère.
Rôle des forces de divergence dans la création des fractures à l’axe des dorsales : Les forces de divergence, en écartant les plaques tectoniques, génèrent des fractures parallèles à l’axe des dorsales. Ces fractures facilitent l’émission de lave et la formation de la nouvelle croûte océanique.
Association des basaltes, gabbros et péridotites dans la lithosphère océanique jeune : La lithosphère océanique initiale est composée de basaltes en surface, de gabbros en profondeur (roches magmatiques formées par cristallisation du magma) et de péridotites, qui constituent le manteau supérieur, souvent serpentinisées par hydratation (voir section 8).
Origine du magma au niveau des dorsales : La remontée de l’asthénosphère sous l’axe des dorsales, liée à la décompression du manteau, provoque la fusion partielle de la péridotite (diminution locale de pression), générant le magma basaltique qui forme la nouvelle croûte océanique (voir section 3).
Effet des forces de divergence sur la formation de fractures : La divergence des plaques provoque un écartement des lithosphères, créant des fractures parallèles à l’axe des dorsales, par lesquelles s’échappent le magma et la lave, participant à la construction de la croûte océanique.
La fusion partielle de la péridotite du manteau, déclenchée par la décompression lors de la remontée de l’asthénosphère, est la principale origine du magma mantellique, dont la quantité dépend de la vitesse de cette remontée.
Activité magmatique variable selon la vitesse d’expansion des dorsales : La quantité et l'intensité du magmatisme dépendent de la vitesse à laquelle la dorsale s'étend. Les dorsales rapides produisent plus de magma en raison d'une remontée plus rapide de l’asthénosphère, tandis que les dorsales lentes ont une activité magmatique plus faible (voir section 5).
Présence d’une chambre magmatique peu profonde sous la dorsale : Zone de stockage du magma située à faible profondeur, généralement autour de 3 km sous la surface, comme observé au volcan Lucky Strike. Elle constitue un réservoir où le magma s’accumule avant d’être émis (voir section 1).
Emission abondante de coulées de lave basaltique au niveau des fractures : Lors de l’activité magmatique, de nombreuses fractures parallèles à l’axe de la dorsale permettent l’émission de coulées de lave basaltique, qui cristallisent rapidement en basaltes en coussins ou tubes basaltiques, formant la nouvelle croûte océanique (voir section 1).
Relation entre divergence des plaques et magmatisme à l’aplomb des dorsales : La divergence des plaques tectoniques provoque une décompression du manteau, entraînant la fusion partielle de la péridotite et la production de magma, qui remonte par les fractures pour former la nouvelle lithosphère océanique (voir section 1).
La dynamique des dorsales est influencée par la vitesse d’expansion : une vitesse rapide entraîne une remontée plus rapide de l’asthénosphère, favorisant une fusion partielle plus importante et donc une activité magmatique accrue (voir section 5).
La chambre magmatique peu profonde, située autour de 3 km sous la surface, joue un rôle clé dans la mise en place du magma avant son émission à travers les fractures (voir section 1).
La formation de la nouvelle croûte océanique résulte de l’émission de coulées basaltiques lors de fractures parallèles à l’axe, où le magma cristallise rapidement en basaltes en coussins ou tubes basaltiques (voir section 1).
La décompression du manteau, liée à la divergence des plaques, est à l’origine du magmatisme à l’aplomb des dorsales, avec une activité plus ou moins importante selon la vitesse d’expansion (voir section 1).
L’activité magmatique des dorsales varie selon la vitesse d’expansion, avec une production de magma plus importante lors de dorsales rapides, où une chambre magmatique peu profonde alimente l’émission de coulées basaltiques abondantes, sous l’effet de la décompression du manteau liée à la divergence des plaques.
Remontée locale de l’asthénosphère : phénomène où l’asthénosphère, couche ductile du manteau supérieur, remonte à proximité de la surface au niveau des dorsales en raison de la divergence des plaques, provoquant une diminution locale de la pression et une augmentation de la température (voir "la légitimité" en section 3).
Effet sur la géothermie et la fusion partielle : la remontée de l’asthénosphère entraîne une augmentation locale de la géothermie, ce qui peut dépasser le solidus de la péridotite, provoquant une fusion partielle du manteau et la formation de magma (voir "l’origine du magma" en section 3).
Différences entre dorsales lentes et rapides : dans les dorsales lentes, la remontée de l’asthénosphère est lente, induisant une fusion partielle faible et une activité magmatique modérée ; dans les dorsales rapides, la remontée est rapide, entraînant une fusion plus importante et une activité magmatique plus intense (voir "activité magmatique dorsale" en section 4).
La divergence des plaques tectoniques au niveau des dorsales provoque la fracturation de la lithosphère et la montée du magma mantellique, permettant la formation continue de nouvelle lithosphère océanique, processus essentiel à la dynamique de la Terre.
L’infiltration d’eau de mer dans la lithosphère océanique, combinée aux échanges chimiques et au métamorphisme hydrothermal, modifie durablement la composition et la structure des roches, tout en participant à leur épaississement et à leur refroidissement progressif.
Serpentinisat° de la péridotite par hydratation : processus de transformation de la péridotite en serpentinite par infiltration d’eau de mer, entraînant la déshydratation partielle de la roche et la formation de minéraux hydratés. Selon Delphine Dubé (1), cette hydratation modifie la composition chimique et la structure physique de la roche initiale.
Formation de minéraux hydratés (hornblende, chlorite, actinote) dans gabbros et péridotites : processus métamorphique où l’eau de mer, infiltrant ces roches, favorise la cristallisation de minéraux hydratés à faible pression et température décroissante, témoignant d’un métamorphisme hydrothermal. Delphine Dubé (1) précise que ces minéraux résultent de l’hydratation lors de la circulation d’eau dans la croûte océanique.
Modification chimique et physique des roches liée à l’eau de mer : ensemble des changements induits par l’infiltration d’eau de mer dans la lithosphère océanique, comprenant une hydratation minérale, une alteration chimique (échanges d’éléments comme fer, cuivre) et un enfoncement de l’isotherme 1 300 °C, entraînant l’épaississement et la densification progressive de la lithosphère. Delphine Dubé (1) souligne que ces modifications sont essentielles dans la dynamique de la lithosphère océanique.
La serpentinisat° de la péridotite par hydratation résulte de l’infiltration d’eau de mer dans la lithosphère océanique, provoquant la transformation de la péridotite en serpentinite. Ce processus est favorisé par la circulation d’eau dans les fractures et zones de fumeurs noirs, où l’eau s’enrichit en sulfures (fer, cuivre) et en minéraux hydratés (hornblende, chlorite, actinote) (Delphine Dubé, 1).
La formation de minéraux hydratés dans gabbros et péridotites témoigne d’un métamorphisme hydrothermal, qui se produit à faible pression et température décroissante. Ces minéraux indiquent une hydratation progressive lors de la circulation d’eau de mer, modifiant la composition chimique et la structure physique des roches (Delphine Dubé, 1).
La modification physique des roches, notamment l’épaississement de la lithosphère et l’enfoncement de l’isotherme 1 300 °C, résulte du refroidissement de la lithosphère océanique. La densité de la roche augmente avec l’épaississement, contribuant à son enfoncement progressif dans le manteau (Delphine Dubé, 1).
La circulation d’eau de mer dans la croûte océanique entraîne un métamorphisme hydrothermal, modifiant la composition minérale et chimique des roches, et favorise la formation de minéraux hydratés, tout en participant à l’épaississement et à la densification de la lithosphère (Delphine Dubé, 1).
La serpentinisat° de la péridotite par hydratation et la formation de minéraux hydratés dans gabbros et péridotites résultent de l’infiltration d’eau de mer, modifiant chimiquement et physiquement la lithosphère océanique lors de son refroidissement et de sa circulation hydrothermale.
Refroidissement de la lithosphère océanique par conduction thermique : processus par lequel la lithosphère océanique perd sa chaleur vers l’extérieur à travers sa surface, principalement par conduction, ce qui entraîne une baisse de température interne et une modification de ses propriétés physiques (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
Enfoncement progressif de l’isotherme 1 300 °C (limite lithosphère/asthénosphère) : déplacement vers le bas de la limite thermique entre la lithosphère et l’asthénosphère, matérialisée par l’isotherme 1 300 °C, en raison du refroidissement de la lithosphère océanique (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
Conséquence du refroidissement : épaississement de la lithosphère océanique : augmentation de l’épaisseur de la lithosphère océanique liée à la baisse de température, qui entraîne une contraction thermique et une densification progressive de la croûte (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
La lithosphère océanique se forme au niveau des dorsales par émission de magmas mantelliques, puis elle se refroidit en s’éloignant de l’axe de divergence, principalement par conduction thermique. Ce processus entraîne une baisse de température interne et un épaississement de la lithosphère (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
La limite entre la lithosphère et l’asthénosphère est matérialisée par l’isotherme 1 300 °C. Lors du refroidissement, cet isotherme s’enfonce progressivement, ce qui indique un épaississement de la lithosphère. La relation entre l’âge de la lithosphère et son épaisseur est modélisée par la loi : à 2 Ma, l’épaisseur est d’environ 13 km, tandis qu’à 100 Ma, elle atteint 92 km (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
Le refroidissement de la lithosphère est aussi associé à des échanges chimiques avec l’eau de mer, qui hydrate et modifie chimiquement les roches, et à une augmentation de leur densité, favorisant leur enfoncement progressif dans le manteau (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
La densité de la lithosphère augmente avec le refroidissement et l’épaississement, ce qui contribue à l’enfoncement progressif du plancher océanique dans le manteau, phénomène essentiel pour comprendre la dynamique des plaques (source : Delphine Dubé, 1 Chap.9).
Le refroidissement de la lithosphère océanique par conduction thermique entraîne son épaississement et l’enfoncement progressif de la limite thermique entre la lithosphère et l’asthénosphère, modifiant ainsi ses propriétés physiques et sa densité.
Épaississement progressif de la lithosphère océanique : augmentation de l’épaisseur de la lithosphère océanique avec l’âge, due au refroidissement et à la densification, comme illustré par la croissance de l’épaisseur (ex : 13 km à 2 Ma, 92 km à 100 Ma).
Calcul de l’épaisseur en fonction de l’âge : méthode permettant d’estimer l’épaisseur de la lithosphère océanique à partir de son âge, en utilisant une relation quadratique (ex : E = (ECO / 9,2)^2, où E est l’épaisseur en km et ECO l’âge en Ma).
Lien entre épaississement et augmentation de la densité moyenne : à mesure que la lithosphère s’épaissit par refroidissement, sa densité moyenne augmente, notamment lorsque l’isotherme 1 300 °C s’enfonce, ce qui entraîne un enfoncement du plancher océanique (voir section 11).
L’épaississement et le refroidissement de la lithosphère océanique augmentent sa densité, ce qui entraîne son enfoncement progressif sous la croûte plus dense, un processus essentiel à la dynamique des fonds océaniques.
Le cycle de refroidissement de la lithosphère océanique débute dès sa formation à la dorsale, où la remontée de magma crée une nouvelle croûte. Cette lithosphère, chaude et peu épaisse, se refroidit par conduction thermique, ce qui entraîne une augmentation de son épaississement et de sa densité au fil du temps (voir section 9). La croissance de l’épaisseur de la lithosphère est quantifiée par des modèles qui relient âge et épaisseur, par exemple 13 km à 2 Ma ou 92 km à 100 Ma, et la densité moyenne augmente avec le refroidissement, ce qui provoque son enfoncement progressif (voir section 10, 11).
L’eau de mer joue un rôle crucial dans ce cycle en pénétrant dans la croûte par fractures, favorisant le métamorphisme hydrothermal. Elle hydrate les roches (gabbros, péridotites), modifiant leur composition chimique et physique, notamment par serpentinisat° (voir section 7). La circulation d’eau chaude contribue également au refroidissement thermique de la lithosphère, en faisant descendre l’isotherme 1 300 °C, limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, ce qui épaissit la lithosphère et augmente sa densité.
Ce processus aboutit à un vieillissement progressif de la lithosphère, qui s’éloigne de la dorsale, se refroidit, s’épaissit, et s’enfonce sous la plaque suivante, participant à la dynamique globale de la tectonique des plaques.
Le cycle de refroidissement de la lithosphère océanique, associé à l’épaississement et à la densification, est accéléré par l’action de l’eau de mer, qui hydrate et modifie chimiquement la croûte, entraînant son vieillissement et son enfoncement progressif.
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| Dorsales océaniques | Zones de divergence, formation de la croûte océanique | Fusion partielle du manteau, émission de lave basaltique | Basalte, gabbro, péridotite | Connaître la définition de PERROUX sur la croissance de la croissante |
| Formation de la lithosphère | Cristallisation rapide, fractures normales, rôle des forces de divergence | Émission de coulées basaltiques, fractures parallèles | Basalte, gabbro, péridotite | - |
| Origine du magma | Fusion partielle, décompression, solidus | Fusion de la péridotite lors de la remontée de l’asthénosphère | Magma basaltique | - |
| Cycle de refroidissement | Refroidissement, épaississement, densité | Refroidissement de la lithosphère, augmentation de la densité | Roches magmatiques, péridotite | - |
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