La dynamique des zones de divergence

La divergence des plaques de part et d’autre des dorsales permet la mise en place d’une nouvelle lithosphère.

Celle-ci se met en place par apport de magmas mantelliques à l’origine d’une nouvelle croûte océanique. Ce magmatisme à l’aplomb des dorsales s’explique par la décompression du manteau.

Dans certaines dorsales (dorsales lentes) l’activité magmatique est plus réduite et la divergence met directement à l’affleurement des zones du manteau.

La nouvelle lithosphère formée se refroidit en s’éloignant de l’axe et s’épaissit. Cet épaississement induit une augmentation progressive de la densité de la lithosphère.

La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau sont le siège d’une circulation d’eau qui modifie les minéraux.

Activité : du magma aux roches de la croûte océanique (Formuler une hypothèse - Proposer une stratégie de résolutions - Mettre en œuvre un protocole - Interpréter des résultats - Utiliser un microscope)

Activité : deux types de dorsales (Utiliser des outils numériques : Tectoglob3D) : à partir de l’exploitation de Tectoglob 3D, calculer la vitesse d’expansion de la dorsale Atlantique et de la dorsale Pacifique.

Chapitre - La dynamique des zones de divergence

I – La production de lithosphère océanique au niveau des dorsales

A – Séismes et contraintes d’extension

Au niveau des zones de dorsale, la divergence est à l’origine de contraintes d’extension qui provoquent des failles normales et des séismes au niveau de ces failles.

Les mouvements de divergence sont donc à l’origine des séismes.

B – La remontée du matériel mantellique

Le flux géothermique élevé au niveau de la dorsale, et la détection par la tomographie sismique d’une asthénosphère anormalement chaude permettent de mettre en évidence une remontée de matériel chaud provenant de l’asthénosphère.

C’est la divergence des plaques lithosphériques qui provoque cette remontée de l’asthénosphère chaude.

C – La fusion partielle du manteau

En remontant, la péridotite du manteau asthénosphérique subit une décompression (diminution de la pression).

Cette décompression place la péridotite dans des conditions de pression et de température (conditions PT) permettant une fusion partielle.

La fusion partielle signifie qu’une roche solide est dans des conditions PT qui ne lui permettent pas de fondre totalement mais qui lui permettent de fondre partiellement : c’est-à-dire qu’une partie devient liquide (le magma) et que l’autre partie reste solide (la roche résiduelle).

La fusion partielle de la péridotite permet la formation d’un magma qui poursuit sa remontée et rejoint la chambre magmatique sous la dorsale.

D – Le refroidissement du magma : formation des roches

Une partie du magma de la chambre remonte vers la surface (en s’infiltrant au travers des failles) et refroidit très rapidement au contact de l’eau.

Ce refroidissement très rapide provoque la solidification rapide du magma : du verre (solide non cristallisé) et des cristaux microscopiques apparaissent.

C’est ainsi que se forment les basaltes (roches volcaniques).

Une autre partie du magma de la chambre se refroidit lentement en profondeur.

Ce refroidissement très lent permet une cristallisation longue formant de gros cristaux jointifs.

C’est ainsi que se forment les gabbros (roches plutoniques).

E – Dorsales rapides et dorsales lentes

Il existe deux types de dorsales : les dorsales rapides et les dorsales lentes.

Au niveau des dorsales rapides, la divergence des plaques lithosphériques est importante (de 10 à 16 cm/an), ce qui provoque une forte activité magmatique.

Au niveau des dorsales lentes, la divergence des plaques lithosphériques est faible (de 1 à 5 cm/an), ce qui provoque une faible activité magmatique.

F – Épaisseur et composition de la croûte océanique

Par conséquent, dans ces zones, la croûte océanique est moins épaisse (moins de basaltes et de gabbros produits par le magmatisme), parfois même, le manteau est directement à l’affleurement (c’est-à-dire en surface) au contact de l’océan.

II – Le métamorphisme hydrothermal

A – Principe du métamorphisme

Les minéraux d’une roche se forment dans des conditions précises de température, de pression et de composition chimique.

Lorsque l’une ou plusieurs de ces conditions changent, les minéraux de la roche peuvent subir des changements de minéraux (transformations minéralogiques) : c’est le métamorphisme.

Le métamorphisme d’une roche peut avoir lieu pour différentes raisons : changement de température, changement de pression, apport d’eau…

B – Métamorphisme hydrothermal des roches océaniques

Dès qu’elles se forment au niveau de la dorsale, les roches de la lithosphère océanique (les basaltes et les gabbros de la croûte et les péridotites du manteau lithosphérique) subissent un changement de température (refroidissement au contact de l’océan) et un changement de chimie (apport d’eau par l’océan).

Ces changements sont à l’origine d’un métamorphisme hydrothermal qui transforme les minéraux des roches de la lithosphère océanique.

Dans les basaltes, les gabbros, les péridotites, des minéraux hydratés apparaissent.

C – Nouvelles roches issues du métamorphisme hydrothermal

Comme les roches changent de composition minéralogique, on leur donne des noms différents suite à ce métamorphisme hydrothermal :

• les basaltes deviennent des métabasaltes en faciès schiste vert ;

• les gabbros deviennent des métagabbros en faciès schiste vert ;

• les péridotites du manteau lithosphérique deviennent des serpentinites.

III – Le vieillissement de la lithosphère océanique

A – L’isotherme 1 300 °C

Rappelons que le manteau lithosphérique est caractérisé par son comportement rigide et que l’asthénosphère est caractérisée par son comportement très ductile.

La température à partir de laquelle la péridotite passe du comportement rigide au comportement ductile est de 1 300 °C.

La limite entre la lithosphère et l’asthénosphère correspond donc à l’isotherme 1 300 °C :

• pour des températures plus faibles que 1 300 °C (donc plutôt vers la surface), la péridotite est rigide : on est dans la lithosphère ;

• pour des températures supérieures à 1 300 °C (donc plutôt en profondeur), la péridotite est ductile : on est dans l’asthénosphère.

B – Refroidissement progressif

Entraînée par les mouvements de divergence, la lithosphère s’éloigne de l’axe de la dorsale (et donc de la zone anormalement chaude).

En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère se refroidit.

C – Épaississement et densification

En s’éloignant de la dorsale, le refroidissement fait que l’isotherme 1 300 °C est de plus en plus profond.

Comme l’isotherme 1 300 °C est de plus en plus profond, l’épaisseur de péridotite rigide est de plus en plus grande : en s’éloignant de la dorsale, le manteau lithosphérique est de plus en plus épais.

Comme le manteau lithosphérique est dense, l’augmentation de l’épaisseur de la lithosphère océanique se traduit également par une augmentation de sa densité.

D – Bilan

En conclusion, au cours de son vieillissement, la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale, se refroidit, se densifie et s’épaissit.

Chapitre - La dynamique des zones de divergence

I – Production de la lithosphère océanique

A – Séismes et contraintes d’extension

• Divergence → failles normales, séismes d’extension.

B – Remontée du manteau

• Flux géothermique élevé + anomalies sismiques → asthénosphère anormalement chaude.

• Divergence des plaques → remontée de matériel chaud du manteau.

C – Fusion partielle du manteau

• Décompression de la péridotite → conditions PT de fusion partielle.

• Formation de magma (partie fondue) + roche résiduelle solide.

• Magma → chambre magmatique sous la dorsale.

D – Refroidissement du magma

• Magma vers la surface → refroidit rapidement → basalte (cristaux fins/verre).

• Magma en profondeur → refroidit lentement → gabbro (gros cristaux).

E – Dorsales rapides / lentes

• Rapides (10–16 cm/an) → forte activité magmatique.

• Lentes (1–5 cm/an) → faible activité magmatique.

F – Épaisseur de la croûte océanique

• Dorsales lentes → croûte plus fine, parfois manteau à l’affleurement.

II – Métamorphisme hydrothermal

A – Principe

• Changement T°, P ou chimie → nouveaux minéraux → métamorphisme.

B – Métamorphisme hydrothermal

• Refroidissement + circulation d’eau de mer → transformation des roches.

• Apparition de minéraux hydratés dans basaltes, gabbros, péridotites.

C – Nouvelles roches

• Basaltes → métabasaltes (schiste vert).

• Gabbros → métagabbros (schiste vert).

• Péridotites → serpentinites.

III – Vieillissement de la lithosphère océanique

A – Isotherme 1300°C

• < 1 300 °C → péridotite rigide → lithosphère.

• 1 300 °C → péridotite ductile → asthénosphère.

• Limite lithosphère/asthénosphère = isotherme 1 300 °C.

B – Refroidissement

• Éloignement de la dorsale → refroidissement progressif.

C – Épaississement et densification

• Isotherme 1 300 °C → plus profond avec la distance.

• Manteau lithosphérique s’épaissit et devient plus dense.

• Géophysicien·ne (Bac+8 minimum) : il étudie la structure interne de la Terre et les phénomènes à l’origine des mouvements des plaques tectoniques. Grâce à des outils comme la sismologie, la tomographie ou la modélisation numérique, il analyse la dynamique du manteau, la formation du magma au niveau des dorsales et les variations thermiques (comme l’isotherme 1 300 °C). Ses travaux permettent de mieux comprendre la production de lithosphère océanique et les risques sismiques associés.

• Volcanologue / Pétrologue (Bac+8 minimum) : spécialiste des roches issues du magma, il étudie la genèse et l’évolution des basaltes, gabbros et péridotites formés dans les zones de divergence. En laboratoire ou sur le terrain (dorsales, zones volcaniques), il analyse les minéraux et les transformations métamorphiques (comme le métamorphisme hydrothermal) pour reconstituer les conditions de pression et de température lors de leur formation.

• Géologue marin (Bac+5 à Bac+8 minimum) : il explore les fonds océaniques pour comprendre la dynamique des dorsales, la création du plancher océanique et le vieillissement de la lithosphère. À bord de navires océanographiques, il utilise des outils de mesure (sonar, carottages, submersibles) pour cartographier les structures sous-marines, étudier les flux hydrothermaux et prélever des échantillons de roches. Ses recherches participent à la compréhension de la tectonique globale et à la prévision des phénomènes géodynamiques.

Quiz de révision

Tectoglob3D

Microscope polarisant virtuel