chapitre n°6 - ac-grenoble.fr
Post on 16-Oct-2021
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I- La dynamique de la lithosphère précisée
• 1) la tomographie sismique un scanner du globe terrestre
• Voir fiche méthode p 402 • Principe: Cette technique consiste à
identifier des anomalies de vitesse de propagation des ondes sismiques par rapport à une vitesse prévisible étant donné le chemin parcouru
2) Cartographie du globe terrestre
• La traversée d'une zone anormalement froide se traduit par une accélération relative des ondes et donc par une anomalie de vitesse positive ;
• à l'inverse, une anomalie négative trahit la traversée d'une zone anormalement chaude.
• À l'issue de calculs complexes, il devient possible de cartographier les hétérogénéités à différentes profondeurs du globe sous la forme de coupes tomographiques.
II- LE RENOUVELLEMENT DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE
• Au niveau des zones de
subduction, les données tomographiques confirment l'enfoncement et la disparition de la lithosphère océanique dans l'asthénosphère.
• La grande lenteur de réchauffement de la lithosphère océanique plongeant dans le manteau plus chaud explique l'anomalie positive de la vitesse de propagation des ondes sismiques observée jusqu'à une profondeur variable. (voir chapitre précédent)
• À l'aplomb des dorsales, les relevés tomographiques montrent au contraire l'existence d'une zone d'anomalie négative de vitesse des ondes, ce qui correspond à une remontée de l'asthénosphère chaude.
• C'est le lieu de la création d'une lithosphère océanique nouvelle à partir de matériaux d'origine mantellique.
Bloc diagramme en
3 D
III- le fonctionnement de la dorsale et l’accrétion océanique.
• Au niveau des dorsales, l’ensemble des les données topographiques, géothermiques, de tomographie sismique attestent de la création du plancher océanique.
• La mise en place des roches caractéristiques de la lithosphère océanique ou accrétion est due à l'existence d'une remontée de matériaux mantelliques chauds à l’aplomb du rift.
Fonte partielle de la péridotite du manteau
À l’aplomb des dorsales, des mouvements ascendants font remonter les péridotites du manteau qui subissent alors une dépressurisation et commencent leur fusion partielle à 100 km de profondeur : du magma se forme.
Cette fusion partielle se prolonge jusqu’à près de 20 km de profondeur en atteignant un taux voisin de 15 % : le magma a alors la composition d’un magma basaltique qui s’infiltre dans la chambre magmatique.
La baisse de pression résultant de l'ascension déclenche une fusion partielle des péridotites.
Les magmas de composition basaltique s'accumulent dans une chambre magmatique puis migrent vers la surface.
En se refroidissant plus ou moins rapidement, ils donnent naissance aux gabbros et basaltes qui, avec les péridotites, constituent la lithosphère océanique.
La structure de la croûte océanique reflète les conditions de solidification du magma
Le liquide magmatique de composition basaltique remonte dans
la chambre magmatique à quelques km de profondeur.
Ce liquide magmatique se refroidit alors dans la chambre magmatique, ce qui entraine la cristallisation d'une partie du magma.
En premier se forment les cristaux d'olivine, puis les cristaux de pyroxène et enfin les cristaux de plagioclase (en fonction de la température).
C'est le processus de la cristallisation fractionnée. Les minéraux cristallisés, plus lourds que le magma, ont tendance à tomber. La chambre magmatique contient donc du magma basaltique (environ 10-20%) et des cristaux nouvellement formés (plagioclases, pyroxènes, olivines).
Au sommet de la chambre magmatique, on observe une lentille de magma
sommitale contenant presque 100% de magma basaltique (les cristaux étant
tombés au fond de la chambre magmatique).
C'est de cette lentille sommitale que part le magma basaltique qui va remonter vers
la surface.
Le magma qui sort est brutalement refroidi au contact de l’eau de mer froide et se
solidifie rapidement pour former une roche de structure microlithique ou
hémicristalline (cristaux de petite taille noyés dans une pate non cristallisée
appelée verre) : le basalte.
Lorsqu'il se refroidit plus lentement dans les cheminées, il formera le complexe
filonien. Puis en surface , le basalte se solidifie en contact avec l’eau sous forme
de pillow- lavas.
La vitesse de refroidissement du magma détermine donc la structure de la
roche
Un peu de théorie : la croûte océanique
La croûte océanique montre quatre zones, de bas en haut :
- des cumulats lités ou
stratifiés composés de
gabbro, une stratification
résultant de l'action combinée
de la convection et de
l'accumulation des cristaux de
haute température à la base
de la chambre magmatique
des gabbros massifs issus de
la cristallisation aux parois de
la chambre magmatique;
- suit un complexe filonien,
niveau caractérisé par les
dykes et filons gabbroïques
dus à la cristallisation dans les
fractures de tension
au-dessus de la
pile, les basaltes
issus des
épanchements
volcaniques.
Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km d'épaisseur.
Les géologues appellent cette séquence, une séquence ophiolitique, ou
plus sommairement, les ophiolites.
Le plus bel exemple de croûte océanique aujourd'hui à la surface de la
Terre est celle d'Oman. Elle est la seule non (encore) prise dans une
collision.
Près de chez nous, Le Chenaillet (près de Briançon), une croûte alpine
(150 Ma)
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