Cours de Première à imprimer – SVT
L’évolution du modèle : le renouvellement de la lithosphère océanique
La lithosphère océanique est produite en permanence au niveau des dorsales et détruite dans les zones de subduction. Dans la dorsale se met en place une lithosphère océanique nouvelle à partir de matériaux d’origine mantellique.
La formation de magma basaltique à partir de péridotites
Il est possible de représenter sur un graphique pression température les états de la péridotite. On distingue essentiellement trois états : un état solide, un état liquide ou toute la roche est fondue et un état intermédiaire ou une partie de la roche est fondue (fusion partielle). Ces domaines sont séparés par le solidus et le liquidus.
Les pressions et les températures qui règnent dans le manteau sous les océans (géothermie océanique) sont situées dans le domaine ou la péridotite est à l’état solide. C’est la remontée de la péridotite sous la dorsale. Le franchissement du solidus produit la fusion partielle.
Seuls certains minéraux de la péridotite fondent (pyroxènes surtout), ce qui fait que le liquide de fusion n’a pas la même composition que sa roche source. Une fusion partielle d’environ 15 % produit un liquide de composition basaltique.
Une décompression à l’origine de la fusion:
Le manteau supérieur situé juste sous la croûte océanique est composé de péridotites, roche de couleur verte, cristallisée riche en olivine et pyroxènes.
Des expériences faites en laboratoire permettent d’étudier le comportement de ces péridotites en fonction des conditions de pression et de température.
Le résultat se traduit par un diagramme pression-température sur lequel apparaissent deux courbes, le solidus et le liquidus, qui séparent différents domaines (figure ci-après)
Le solidus sépare le domaine où la roche est entièrement solide de celui où elle commence à fondre (en bleu). Le liquidus sépare ce dernier de celui où la roche est entièrement fondue (en jaune).
Un tel diagramme montre que la péridotite peut passer à l’état partiellement fondu soit lors d’une augmentation de température à pression constante, soit lors d’une diminution de la pression à température constante (c’est la décompression adiabatique). L’hydratation de la roche est un élément favorable à sa fusion.
A l’aplomb des dorsales on détecte la présence d’asthénosphère proche de la surface, alors que sa profondeur normale est d’environ 100 km. Cette remontée de l’asthénosphère, due à des courants de convection du manteau, permet la décompression adiabatique de la roche.
La présence d’eau infiltrée dans la roche va permettre d’atteindre les conditions de température et de pression favorables à la fusion partielle de la péridotite. Cette fusion partielle est à l’origine d’un magma primaire.
Une péridotite résiduelle à l’origine du manteau de la lithosphère océanique
La péridotite qui fond est appelée roche-mère ; la fusion partielle de cette roche s’accompagne d’une différenciation chimique. En effet, les minéraux ne fondent pas tous à la même température. Certains éléments chimiques vont donc passer préférentiellement dans le liquide de fusion alors que d’autres, dits réfractaires, restent dans la partie non fondue.
La composition chimique du magma primaire dépend donc du taux de fusion des péridotites qui est de l’ordre de 20% sous les dorsales. Il conduit alors à la formation d’un magma de composition basaltique ainsi qu’à la formation d’une péridotite résiduelle appauvrie à l’origine de la partie mantellique de la lithosphère océanique. Ce magma remonte vers la surface et donne naissance, après refroidissement, à la croûte océanique.
Il existe deux types de dorsales : les dorsales « lentes », situées dans l’Atlantique, dont le taux d’accrétion est inférieur à 5 cm par an, et les dorsales « rapides », situées dans le Pacifique, dont le taux d’accrétion dépasse les 5 cm par an.
Dans le premier cas, le taux de fusion partielle est inférieur à 10 % alors qu’il est de 30 % dans le cas des dorsales rapides. Ainsi, suivant le type de dorsale, la composition chimique de la croûte océanique sera différente.
La cristallisation du magma obtenu
Le magma résultant de la fusion partielle est moins dense que la péridotite environnante. Il se dirige vers la surface ou il donnera le basalte et le gabbro de la croûte océanique.
Le basalte et le gabbro ont la même composition chimique, mais des tailles de minéraux différentes. C’est la température de cristallisation du magma qui va déterminer la taille des minéraux et la formation de basalte ou de gabbros. Plus la température est élevée, plus les cristaux se forment lentement et plus ils deviennent gros.
Dans la dorsale, le contact de la lave avec l’eau de mer donne la forme caractéristique en coussins et la cristallisation rapide donne des basaltes. En profondeur, les gabbros cristallisent plus lentement.
