Ressources · 1ʳᵉ · SVT (spécialité)
Divergence : dorsales, rifts et lithosphère océanique
Dorsales lentes et rapides, rifts continentaux, remontée du manteau et fusion partielle par décompression, mise en place de la croûte et du manteau lithosphérique, ophiolites, hydrothermalisme et roches hydratées, refroidissement, épaississement et densité de la lithosphère océanique.
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Dorsales et rifts : la forme des zones de divergence
Rappel. En 5e, tu as vu qu’à une dorsale deux plaques s’écartent (« La tectonique des plaques »). Les marqueurs qui permettent de reconnaître une zone de divergence (séismes superficiels, failles normales, flux géothermique maximal à l’axe, basaltes) et la mesure de la vitesse d’écartement sont au chapitre « Tectonique des plaques : la mobilité horizontale ». Ici, on étudie ce qui se passe à l’axe : la forme des dorsales et des rifts, l’origine du magma, la naissance et l’évolution de la lithosphère océanique.
— Une dorsale océanique est un relief sous-marin allongé qui domine les plaines abyssales de 2 à 3 km. Son axe n’a pas la même forme selon la vitesse d’écartement et l’abondance du magma.
— Les dorsales lentes (environ 2 à 5 cm par an, comme la dorsale médio-atlantique) ont une vallée axiale bordée de failles normales. Les dorsales rapides (plus de 9 cm par an environ, comme la dorsale Est-Pacifique), bien alimentées en magma, ont un dôme axial.
— Un rift continental est une zone de divergence au milieu d’un continent : la lithosphère continentale s’étire et s’amincit, des failles normales délimitent un fossé d’effondrement, et le manteau qui remonte sous la zone amincie alimente un volcanisme basaltique.
| Dorsale lente (médio-atlantique) | Dorsale rapide (Est-Pacifique) | |
|---|---|---|
| Relief de l’axe | vallée axiale profonde de 1 à 2 km environ, large de plusieurs dizaines de km | dôme axial de quelques centaines de mètres, sans vallée |
| Magmatisme | apports discontinus, petites chambres magmatiques temporaires | chambre magmatique quasi permanente |
| Croûte | parfois absente : le manteau peut affleurer sur le fond | continue, épaisse d’environ 6 à 7 km |
Figure 1 — Deux profils perpendiculaires à l’axe d’une dorsale (valeurs simplifiées).
Du rift à l’océan. Le rift est-africain est un rift continental actif. Dans l’Afar (Éthiopie), où le continent est en train de se rompre, un filon de magma long d’environ 60 km s’est mis en place en septembre 2005, pour l’essentiel en moins d’une semaine, et le sol s’y est ouvert de 8 m au plus (Wright et al., Nature, 2006) : l’écartement se fait par épisodes brefs. Si l’écartement se poursuit, la lithosphère continentale se rompt : un océan jeune s’ouvre, comme la mer Rouge entre l’Afrique et l’Arabie, et une dorsale s’y individualise.
Lire la figure 1. Sur le profil A, le fond de la vallée axiale est à −3,5 km et les crêtes qui la bordent à −2,0 km : 3,5 − 2,0 = 1,5 km, soit une vallée profonde de 1 500 m. C’est une dorsale lente. Le profil B s’élève au contraire vers l’axe (−2,5 km) : un dôme, sans vallée, celui d’une dorsale rapide.
Un continent qui s’amincit. Une bande de croûte continentale épaisse de 30 km et large de 100 km est étirée jusqu’à 150 km de large. Si la surface de sa coupe (largeur × épaisseur) ne change pas : 30 × 100 = 3 000 ; 3 000 ÷ 150 = 20 km. La croûte s’est amincie de 10 km.
Réflexe — devant un profil de dorsale, je mesure le relief de l’axe : vallée bordée de failles → dorsale lente ; dôme → dorsale rapide. Devant un fossé bordé de failles normales au milieu d’un continent → rift continental.
Attention — une vallée axiale n’est pas une fosse : la fosse océanique, beaucoup plus profonde, marque une zone de convergence. Le mot « rift » désigne aussi bien le fossé d’un continent qui se fracture que la vallée axiale d’une dorsale lente. Et un étirement de 50 % n’amincit pas la croûte de 50 % : on calcule avec la surface de la coupe.
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La remontée du manteau et la fusion partielle
— Décompression adiabatique. Elle remonte trop vite pour perdre sa chaleur : sa température baisse très peu, alors que la pression diminue fortement.
— Or la température de début de fusion de la péridotite, le solidus, diminue quand la pression diminue. À quelques dizaines de kilomètres de profondeur (vers 60 à 80 km sous une dorsale ordinaire), la température de la péridotite dépasse son solidus : elle commence à fondre.
— Fusion partielle. Seule une faible fraction de la péridotite fond (de l’ordre de 10 % en moyenne, jamais la totalité) : on obtient un magma basaltique, et le résidu solide est une péridotite appauvrie. Le magma, moins dense, monte et s’accumule dans une chambre magmatique à quelques kilomètres sous l’axe.
Le magmatisme des dorsales s’explique donc par la décompression du manteau, sans aucun réchauffement.
Figure 2 — Solidus de la péridotite et températures sous l’axe d’une dorsale et sous une plaine abyssale ancienne (valeurs simplifiées).
Lire un diagramme profondeur-température. Le solidus sépare deux domaines : à sa gauche, la péridotite est solide ; à sa droite, elle est partiellement fondue. On compare à ce solidus le géotherme, la température réelle à chaque profondeur. Là où le géotherme passe à droite du solidus, la fusion partielle commence.
Combien de croûte ? Si une fraction d’une colonne de manteau de hauteur fond et que tout le liquide remonte, il forme une couche de magma d’épaisseur : c’est l’ordre de grandeur de l’épaisseur de la croûte produite.
Lire la figure 2. Sous l’axe, à 100 km, la péridotite est à environ 1 345 °C et le solidus à 1 420 °C : elle est encore solide. Les deux courbes se croisent vers 70 km (≈ 1 330 °C) : c’est là que commence la fusion partielle. Sous la plaine abyssale ancienne, la température reste partout à gauche du solidus : pas de fusion.
Épaisseur de croûte. Une colonne de 55 km de manteau fond à 12 % : 0,12 × 55 = 6,6 km de magma, proche des 6 à 7 km de la croûte océanique.
Réflexe — pour expliquer une fusion sous une dorsale, je cite trois mots : remontée rapide, pression qui baisse, solidus dépassé ; puis je précise que la fusion est partielle.
Attention — la péridotite ne fond pas parce qu’on la chauffe : sa température baisse un peu pendant la remontée ; c’est la baisse de pression qui abaisse le solidus. Et l’asthénosphère n’est pas un réservoir de magma : elle est solide, seule une petite fraction fond, et seulement sous l’axe (voir « Structure du globe »).
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La mise en place de la lithosphère océanique
— une partie est émise sur le fond et se fige au contact de l’eau en basaltes en coussins (pillow-lavas), de structure microlitique : la surface de la lave se fige aussitôt en une pellicule de verre, que perce la lave qui arrive, et un nouveau coussin se forme ;
— une partie cristallise dans les fissures verticales qu’elle emprunte pour monter : c’est le complexe filonien, des filons serrés de dolérite (roche de même composition que le basalte) ;
— le reste cristallise lentement dans la chambre : ce sont les gabbros, de structure grenue.
Sous la croûte, après le Moho, la péridotite résiduelle, appauvrie par la fusion partielle, forme le manteau lithosphérique. Des sédiments se déposent ensuite sur le basalte. La croûte ainsi produite à l’axe mesure environ 6 à 7 km.
Aux dorsales lentes, l’activité magmatique est plus réduite : par endroits, la croûte manque et la divergence, par le jeu des failles normales, met directement le manteau à l’affleurement sur le fond.
| Niveau (de haut en bas) | Roche | Où et comment elle s’est formée |
|---|---|---|
| Couverture | sédiments | dépôts marins, sur le basalte, après sa mise en place |
| Croûte supérieure | basaltes en coussins, puis filons de dolérite | lave figée sur le fond ; magma figé dans ses conduits de remontée |
| Croûte inférieure | gabbros | magma refroidi lentement dans la chambre |
| Manteau lithosphérique | péridotites | résidu de la fusion partielle et manteau refroidi |
Pourquoi le basalte est microlitique et le gabbro grenu (refroidissement rapide ou lent) a été vu au chapitre « Structure du globe ».
Les ophiolites, des fonds océaniques à terre. Dans certaines chaînes de montagnes, on retrouve des fragments de lithosphère océanique ancienne : ce sont des ophiolites. En Oman, l’ophiolite montre la succession complète, du haut vers le bas : sédiments, basaltes en coussins, complexe filonien, gabbros, Moho, péridotites. Au Chenaillet (Alpes, près de Briançon), un fond océanique formé au Jurassique, il y a plus de 150 millions d’années, montre des basaltes en coussins posés directement sur des gabbros ou sur des serpentinites (péridotites transformées par l’eau de mer), sans complexe filonien : c’est la signature d’une dorsale lente, peu magmatique.
Figure 3 — Deux ophiolites : une succession complète (Oman) et une succession sans complexe filonien (Chenaillet).
L’épaisseur d’une croûte. Dans une coupe d’ophiolite, on mesure 0,7 km de basaltes en coussins, 1,5 km de complexe filonien et 4,6 km de gabbros : 0,7 + 1,5 + 4,6 = 6,8 km, une épaisseur normale de croûte océanique. Les sédiments du dessus et les péridotites du dessous n’en font pas partie.
Lire la figure 3. Au Chenaillet, sous les basaltes, il n’y a ni filons ni épaisse couche de gabbros, mais du manteau transformé : peu de magma a été produit, le manteau a été amené près du fond. C’est un fond de dorsale lente.
Réflexe — pour situer une roche de la lithosphère océanique, je me demande où le magma s’est figé : sur le fond (basalte en coussins), dans un conduit (filon), dans la chambre (gabbro) ; une péridotite n’est pas du magma figé, c’est le résidu du manteau.
Attention — la péridotite appartient au manteau, pas à la croûte : le Moho passe entre les gabbros et les péridotites. Et les sédiments ne sont pas fabriqués par la dorsale : ils se déposent après, d’autant plus épais que le plancher est ancien.
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L’hydrothermalisme : l’eau de mer transforme les roches
— L’eau s’infiltre par les fissures et les failles de la jeune lithosphère, se réchauffe près de la chambre magmatique, réagit avec les roches, puis remonte et ressort par des sources chaudes. Les fumeurs noirs, découverts en 1979 sur la dorsale Est-Pacifique, crachent un fluide à 350-400 °C chargé de métaux, qui précipitent en sulfures noirs au contact de l’eau froide.
— Cette circulation refroidit la lithosphère et modifie ses minéraux : des minéraux contenant de l’eau (minéraux hydratés) remplacent les minéraux d’origine, à l’état solide. C’est un métamorphisme hydrothermal.
— Dans les gabbros, pyroxène et plagioclase réagissent avec l’eau : à haute température, près de l’axe, il se forme une amphibole, la hornblende (gabbro à hornblende) ; à plus basse température, de la chlorite et de l’actinote.
— Dans les péridotites, l’olivine réagit avec l’eau et donne la serpentine : la roche devient une serpentinite, verte, qui contient 10 à 15 % d’eau et dont la densité tombe d’environ 3,3 à environ 2,6 ; une péridotite seulement en partie serpentinisée a une densité intermédiaire.
Un champ hydrothermal posé sur le manteau. Le champ de Lost City, découvert en 2000 à plus de 15 km de l’axe de la dorsale médio-atlantique, entre 750 et 900 m de fond, repose sur des serpentinites. Ses fluides, de moins de 40 à 90 °C, ne sont pas chauffés par une chambre magmatique proche : leur chaleur vient du manteau qui refroidit et des réactions de serpentinisation, qui en dégagent. Ils construisent des cheminées de carbonates de 30 à 60 m de haut (Kelley et al., Science, 2005).
Une eau qui voyage avec la plaque. Cette eau, piégée dans les minéraux hydratés, sera transportée jusqu’aux zones de subduction, où elle sera libérée (chapitre « Convergence »).
Reconnaître un gabbro hydraté. Au microscope, les pyroxènes d’un gabbro sont entourés d’une couronne d’amphibole verte, la hornblende : la roche a été traversée par de l’eau de mer chaude, près de l’axe, après sa cristallisation.
Une serpentinite plus légère. Densité de la péridotite ≈ 3,3, de la serpentinite ≈ 2,6 : 3,3 − 2,6 = 0,7, et 0,7 ÷ 3,3 ≈ 0,21. La serpentinite est environ 21 % moins dense que la péridotite d’origine.
Réflexe — un minéral hydraté (hornblende, chlorite, actinote, serpentine) dans une roche de la lithosphère océanique → la roche a été transformée par l’eau de mer circulant près de la dorsale.
Attention — l’hydrothermalisme ne fabrique pas de magma : les minéraux se transforment à l’état solide. Un fumeur noir n’est pas un volcan, c’est une source chaude. Et une serpentinite n’est pas une roche magmatique : c’est une péridotite du manteau transformée par l’eau.
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Le vieillissement de la lithosphère océanique
— Sa base suit l’isotherme 1 300 °C, qui s’enfonce : la péridotite de l’asthénosphère située juste dessous devient rigide et s’ajoute au manteau lithosphérique. La lithosphère s’épaissit par le bas, alors que la croûte, formée une fois pour toutes à l’axe, garde la même épaisseur.
— Une loi empirique relie l’épaisseur de la lithosphère (en km) à son âge (en millions d’années, Ma) : , avec voisin de 10 (les sujets donnent sa valeur). On prendra . L’épaississement est rapide au début puis de plus en plus lent.
— Le manteau lithosphérique (densité ≈ 3,3) est plus dense que la croûte (≈ 2,9) : plus sa part augmente, plus la densité moyenne de la lithosphère augmente. On la calcule en pondérant chaque densité par l’épaisseur de sa couche ; pour une croûte de 7 km : .
— Plus dense et plus épaisse, la lithosphère s’enfonce dans l’asthénosphère : le plancher s’approfondit, d’environ 2 500 m à l’axe à plus de 5 000 m sous les plaines abyssales anciennes. Pour des fonds de moins de 70 Ma environ, les mesures suivent : profondeur ≈ 2 500 + 350 × (en m ; Parsons et Sclater, 1977).
Figure 4 — Une lithosphère océanique qui vieillit en s’éloignant de l’axe : la croûte garde son épaisseur, la base de la lithosphère s’enfonce (valeurs calculées avec les relations du cours).
D’abord l’épaisseur, puis la densité. Une lithosphère épaisse de 30 km compte 30 − 7 = 23 km de manteau. Pour une colonne de 1 m² : 7 × 2,9 = 20,3 et 23 × 3,3 = 75,9 ; 20,3 + 75,9 = 96,2 ; 96,2 ÷ 30 ≈ 3,21. Densité moyenne ≈ 3,21.
Puis l’âge et la profondeur. donne , donc Ma. Profondeur du plancher : 2 500 + 350 × 3 = 2 500 + 1 050 = 3 550 m, soit plus de 1 km de plus qu’à l’axe.
Réflexe — âge → → épaisseur → part du manteau () → densité moyenne → profondeur du plancher ; toujours dans cet ordre.
Attention — l’épaisseur n’est pas proportionnelle à l’âge : quand l’âge est multiplié par 4, elle n’est multipliée que par 2. La densité moyenne n’est pas la moyenne simple de 2,9 et 3,3 : chaque couche compte selon son épaisseur. La croûte ne s’épaissit pas : seul le manteau lithosphérique grossit, par le bas. Et la densité moyenne reste inférieure à 3,3, car la croûte, moins dense, en fait toujours partie.
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Pour aller plus loin
Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées dans d’autres chapitres.
- Les marqueurs des limites de plaques et la mesure du mouvement (anomalies magnétiques, âge des fonds, vitesses d’expansion, GPS, points chauds) : chapitre « Tectonique des plaques : la mobilité horizontale ».
- Lithosphère et asthénosphère, roches des deux croûtes, gradient géothermique : chapitre « Structure du globe : croûtes, manteau, noyau ».
- Le devenir de la lithosphère océanique : quand sa densité moyenne dépasse celle de l’asthénosphère, elle peut plonger dans une zone de subduction, où ses minéraux hydratés libèrent leur eau : chapitre « Convergence : subduction, magmatisme et collision ».
- À une dorsale, l’asthénosphère remonte sous l’axe et une nouvelle lithosphère se met en place. Dorsale lente (vallée axiale, magmatisme discontinu) ou rapide (dôme axial, chambre quasi permanente) ; un rift continental amincit la lithosphère et peut ouvrir un océan (mer Rouge).
- Sous l’axe, la péridotite remonte vite : la pression baisse, le solidus s’abaisse et est dépassé (décompression adiabatique) ; fusion partielle d’une faible fraction (≈ 10 %) → magma basaltique et péridotite résiduelle appauvrie.
- Le magma forme la croûte océanique (6 à 7 km) : basaltes en coussins, complexe filonien, gabbros ; dessous, le manteau lithosphérique (péridotites). Aux dorsales lentes, le manteau peut affleurer. Les ophiolites (Oman, Chenaillet) en sont des fragments.
- L’eau de mer circule dans la croûte et le manteau superficiel (fumeurs noirs) : elle refroidit la lithosphère et hydrate ses minéraux (gabbro à hornblende, serpentinite).
- En vieillissant, la lithosphère refroidit et s’épaissit par le bas () ; sa densité moyenne, pondérée par les épaisseurs, augmente et le plancher s’approfondit.
Questions fréquentes
Quelle différence entre une dorsale lente et une dorsale rapide ?
Une dorsale lente (environ 2 à 5 cm par an, comme la dorsale médio-atlantique) a une vallée axiale profonde de 1 à 2 km environ, bordée de failles normales, un magmatisme discontinu et une croûte parfois absente. Une dorsale rapide (plus de 9 cm par an environ, comme la dorsale Est-Pacifique) a un dôme axial, une chambre magmatique quasi permanente et une croûte continue de 6 à 7 km.
Pourquoi le manteau fond-il sous une dorsale ?
Sous l’axe, la péridotite de l’asthénosphère remonte trop vite pour perdre sa chaleur : sa température baisse à peine alors que la pression diminue. Or le solidus de la péridotite baisse avec la pression : vers 60 à 80 km, la roche dépasse son solidus et une faible fraction fond. C’est une fusion partielle par décompression, sans réchauffement.
Quelles roches forment la lithosphère océanique ?
De haut en bas : des sédiments, déposés après coup ; la croûte, faite de basaltes en coussins, d’un complexe filonien de dolérite et de gabbros, en tout 6 à 7 km ; puis, sous le Moho, les péridotites du manteau lithosphérique, résidu de la fusion partielle. Les ophiolites, comme en Oman, montrent cette succession à terre.
Qu’est-ce que l’hydrothermalisme océanique ?
C’est la circulation de l’eau de mer dans la croûte et le haut du manteau près des dorsales : l’eau s’infiltre, se réchauffe, réagit avec les roches et ressort par des sources chaudes comme les fumeurs noirs. Elle refroidit la lithosphère et transforme ses minéraux en minéraux hydratés : gabbro à hornblende, serpentinite.
Pourquoi la lithosphère océanique devient-elle plus dense en vieillissant ?
En s’éloignant de l’axe, elle refroidit : sa base, l’isotherme 1 300 °C, s’enfonce et elle s’épaissit par le bas, selon une loi du type e ≈ 10 × √t. La croûte garde 7 km, mais le manteau lithosphérique, plus dense, prend de plus en plus de place : la densité moyenne, pondérée par les épaisseurs, augmente et le plancher s’approfondit.
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