Chapitre 16. La dynamique des zones de divergence lithosphérique (classe de 1ère, spé SVT)

  Dans le chapitre précédent, vous avez vu les caractéristiques des zones de divergence lithosphérique ou dorsales.

Toutes les méthodes donnent les mêmes résultats, un flux de chaleur important se trouve au niveau des dorsales, l’anomalie la plus importante se situant juste en dessous de la surface.

Le flux géothermique au niveau de la dorsale Pacifique

 

 

1. Etude de la dorsale islandaise 

La seule zone du globe où l’étude d’une dorsale est relativement aisée, est l’Islande, qui est la seule île où la dorsale est émergée. L’Islande est non seulement une dorsale émergée mais aussi un point chaud. 

Carte géologique simplifiée de l’Islande qui permet de voir la situation de la Dorsale Nord Atlantique au niveau de l’île.

 

 

L’endroit où passe la dorsale est marqué par un rift impressionnant appelé Thingvellir. Ce site a une importance très grande dans l’histoire de l’Islande puisqu’à partir de 930, s’y réunissait l’Albir, le plus vieux parlement du monde. 

 

Les éruptions islandaises sont dites fissurales, c’est à dire qu’elles ont lieu dans de petits édifices volcaniques reliés par une grande fissure. Ces fissures peuvent avoir plusieurs dizaines de kilomètres de long comme la fissure Laki, qui émit, entre 1783 et 1784, 12 km3 de laves et des quantités de gaz énormes provoquant une catastrophe climatique dans toute l’Europe. 

 

 

En 2014, la plus importante éruption de l’année eut lieu dans la fissure de Bardarbunga (la bosse de Bardur). Sur la vidéo, on voit bien les caractéristiques de l’éruption très effusive avec des fontaines de lave. Les roches formées sont, essentiellement de type basaltique. 

 

 

Une coupe de l’Islande en tomographie sismique, montre une zone d’anomalie de vitesse négative sous l’île. Cela signifie que le matériau mantellique est plus ductile et donc que la température est plus élevée. 

 

 

Les mesures du flux géothermique le confirment.  

 

B. La chambre magmatique et ses conditions de formation

 

Il existe donc une modification de la nature et de la vitesse des ondes dans une zone située sous la dorsale. On appelle cette zone, la chambre magmatique même si le magma, au sens strict, n’occupe qu’un tout petit volume en haut de cette chambre. Le reste est occupé par du matériau plus ou moins fondu partiellement.

La première question qui se pose est celle de la profondeur de la chambre magmatique. On entend souvent que le magma provient du « centre de la Terre », mais est-ce vrai ?

Si on suppose que le gabbro (et le basalte) qui forment la croûte océanique dérivent de la péridotite mantellique, il faut savoir dans quelles conditions.

Le tableau suivant nous présente les résultats de pourcentage de fusion partielle de la péridotite comparés à la composition d’un basalte (ou gabbro) océanique.

 

 

On constate que la composition du basalte océanique correspond à une fusion partielle de l’ordre de 15% de la péridotite mantellique. Ce qui signifie que 85% de la péridotite ne fond pas.

On a vu que les dorsales étaient des zones à fort flux géothermique. Pour simplifier, il faut imaginer que la Terre fonctionne comme une gigantesque cocotte-minute. Les dorsales servent à libérer l’énergie interne du globe. Lorsqu’on regarde les isothermes à différentes profondeurs, on constate qu’une dorsale est bien une zone d’anomalie positive de température.

 

 

Il n’est, bien évidemment, pas possible d’expérimenter en lycée, les conditions de pression et de température (PT) qui permettent d’obtenir ce résultat. On utilise alors le logiciel « Presse à enclume de diamant » en entrant les données suivantes :

­­— température : 1250 °C

— pourcentage de fusion : 15%

 

 

On constate que la profondeur de là chambre magmatique est alors de 0 à 5 km. Oubliez le magma provenant « des profondeurs du globe », car la péridotite ne peut fondre partiellement que lorsque la pression est suffisamment basse.

On peut représenter les différents états de la péridotite dans un diagramme pression-température (diagramme PT). On constate qu’il y a 3 « états », l’état solide (la roche), l’état liquide et, entre le deux, un état mi-liquide mi-solide, un état de fusion partielle.

 

 

Un géotherme exprime les variations de température en fonction de la pression, donc de la profondeur. Il varie selon la nature et l’état de la roche. Sur le document suivant, sont représentés les 3 géothermes caractéristiques :

— le géotherme de dorsale

— le géotherme océanique moyen, c’est à dire au niveau de la plaine abyssale

— le géotherme continental qui ne nous concerne pas

 

 

On peut appliquer le tracé des géothermes sur le diagramme PT de la péridotite. On obtient la figure suivante. On constate que seul le géotherme de dorsale coupe la limite solide/solide + liquide (zone colorée en rouge). Cela signifie que la fusion partielle de la péridotite ne peut se faire qu’au niveau d’une dorsale. 

 

 

 

Schéma d’une dorsale

 

 

Lorsque le matériau mantellique qui est à plus de 1200 °C entre en contact avec l’eau de l’océan profond qui est entre 1 et 4 °C, il se produit différentes réactions. En premier lieu, la surface basaltique se refroidit très rapidement alors que dessous, le magma reste chaud. Il se forme alors des boudins de basalte qu’on appelle laves en coussin ou pillow-lava. Ces pillow-lavas sont caractéristiques d’une activité magmatique sous marine.

La petite vidéo suivante met en évidence ce mode de formation.

 

 

Pillow-lavas au large de Hawaï

 

Lors des phénomènes de collision continentale (voire chapitre 16, partie 2) des morceaux de lithosphère océanique peuvent être transportés en milieu continental. Ces formations sont appelées ophiolites.  C’est le cas dans les Alpes, au col du Chenaillet non loin de Briançon, à 2600 mètres d’altitude. On reconnaît là, très facilement, des pillow-lavas qui indiquent l’origine océanique de la formation.

 

Pillow-lavas émergés sur la côte de Californie

 

 

Col du Chenaillet dans les Alpes 

 

 

Les pillow-lavas du Chenaillet

 

 

C. Vitesse d’ouverture et datation des océans

 

Avec les vecteurs GPS situés sur l’Islande, on peut calculer que la vitesse d’expansion de l’Atlantique Nord est de 4 cm par an environ. On peut ainsi facilement dater les différentes zones de l’Atlantique nord en utilisant la distance entre la dorsale et les côtes continentales. On obtient les résultats suivants :

 

 

Si on rapporte cette datation sur une échelle stratigraphique, on constate que l’ouverture de l’Atlantique Nord a du commencer durant l’ère cénozoïque  à la période paléogène. 

 

 

Autant dire que l’Atlantique Nord est un océan récent. La zone où les fonds de l’Atlantique sont les plus anciens se situe entre la Floride et le Maroc. Une coupe dans cette zone donne les datations suivantes :

 

 

 

Rapportée à l’échelle stratigraphique, on constate que l’Atlantique a commencé à s’ouvrir il y a 180 millions d’années, c’est à dire durant l’ère Cénozoïque à la période Jurassique. C’est à peu près l’âge le plus ancien des fonds océaniques terrestres qui ne dépassent pas 200 millions d’années.  Or la Terre s’est formée, il a environ 4,6 GA (giga-années = milliards d’années). Cela pose donc un problème.

Observons maintenant un planisphère donnant les datations de plus vieilles roches continentales.  On constate que certaines roches date de plus de 2,5 GA. La roche le plus ancienne a été découverte au Nunavut (nord du Canada) en 1999. Elle a été datée 4,28 GA. Cela signifie que la lithosphère continentale ne se renouvelle pas alors que la lithosphère océanique se renouvelle et que les océans peuvent naître et disparaître.

 

 

L’Atlantique a donc commencé à s’ouvrir il y a environ 180 millions d’années durant l’ère Mésozoïque et la période du Jurassique. C’est une conséquence de la fracturation de la Pangée qui réunissait toutes les terres émergées depuis le Carbonifère, il y a environ 250 millions d’années. Deux supercontinents en résultent, au nord la Laurasie et au sud le Gondwana.

 

La Pangée au Trias

 

 

 

La Terre au Jurassique inférieur. Le Gondwana qui regroupe l’Amérique du Sud, l’Afrique et l’Antarctique constitue le super-continent du sud , alors que la Laurasie, au nord est constituée de l’Amérique du Nord, de l’Europe et de l’Asie. L’ouverture de l’Atlantique va fracturer la Laurasie.

 

 

Une très belle vidéo qui montre la "valse" des plaques tectoniques de - 250 millions d'années à + 240 millions d'années. Bien entendu, tout cela est hypothétique. 

 

 

Même si le T.rex est LE carnivore du Crétacé, je ne peux pas m'empêcher de mettre ces deux photos. Il faut toujours garder un peu d'humour même dans des périodes lourdes comme celle que nous vivons. La seconde est une authentique pub, que je viens de la recevoir…

 

 

D. L’hydrothermalisme et l’hydratation de la lithosphère

 

En 1977, une équipe américaine découvre dans les zones de dorsale, l’existence de cheminées hydrothermales qui rejettent un fluide à très haute température (jusqu’à 400 °C) chargé d’éléments provenant de la croûte.

Plus étonnant, ces cheminées hydrothermales sont le siège d’une vie très intense et spécifique à ces zones.

Il s’agit du seul écosystème connu ne dépendant pas de l’énergie solaire mais de bactéries chimiosynthétiques. La chimiosynthèse consiste à élaborer de la matière organique à partir d’une énergie autre que solaire (ici l’énergie géothermique) et des éléments minéraux présents dans le milieu.

Ces cheminées hydrothermales sont alimentées par l’eau océanique qui s’infiltre dans les fissures de la croûte et est chauffée par le magma.

 

Schéma d’un site hydrothermal

 

 

Cheminées hydrothermales sur une dorsale 

 

 

 

Deux vidéos donnant une présentation générale des êtres vivants peuplant ces zones particulières. Les images sont d’une très belle qualité. 

 

 

 

Les deux images suivantes présentent ce qu’on appelle les « oasis des grands fonds » entre 2000 et 5000 mètres de profondeur.  L’animal emblématique de ces zones est Riftia pachyptila, vers fixé mesurant environ 2 mètres qui vit en symbiose avec des bactéries assurant sa nutrition.  

 

 

De nombreuses espèces ont été inventoriées depuis que ces zones ont été découvertes.

 

Riftia pachyptila. La partie rouge ou gland possède un pigment proche de l’hémoglobine.

 

 

Crabe de la famille des Bythograe 

 

 

 

Kiwa hirsuta, le crabe yéti

 

 

Bathymodiolus childressi., une moule géante 

 

 

Alvinella pompeïana, le vers de Pompeï qui peut vivre dans des eaux à 80 °C

 

 

Crysomallon squamiferum, l’escargot blindé, qui élabore sa coquille à partir des carbonates présents dans le milieu (carbonate de fer, de cuivre, etc.) 

 

 

Grimpotheutis sp., le poulpe Dumbo un céphalopode de grande profondeur dont on ne sait pas grand chose

 

 

Vampyrotheutis infernalis, céphalopode de la famille des Vampyromorphidés, un mélange de poulpe et de calmar qui contrairement à tous les autres céphalopodes ne serait pas carnivore mais détritivore.

 

 

On voit qu’une circulation d’eau s’installe très rapidement dans la croûte et dans toute la lithosphère. Cela signifie que les roches vont être hydratées. L’hydratation provoque une modification des minéraux présents. On parle de métamorphisme par hydratation. Plus la lithosphère s’éloigne de la dorsale, plus cette transformation est importante.

La péridotite hydratée prend le nom de serpentinite.

 

Echantillon de serpentinite

 

 

Lame mince de serpentinite en LPA 

 

 

Le gabbro est constitué de pyroxène et de plagioclase. Si les plagioclases résistent bien à l’hydratation, les pyroxènes se transforment en amphibole. Le gabbro est métamorphisé et prend le nom de métagabbro selon les réactions suivantes:

 

1^ère étape : plagioclase + pyroxène + eau = pyroxène + amphibole

2^ème étape : pyroxène + amphibole + eau = chlorite + autre minéral

 

Le métagabbro prend un aspect plus ou moins vert du à la chlorite. On parle de métagabbro de faciès schiste vert

 

Echantillon de schiste vert

 

 

Plus on s’éloigne de la dorsale et plus la plaque est hydratée. Outre les conséquences minéralogiques et pétrologiques (sur la roche) que représente ce phénomène, l’hydratation entraine des conséquences mécaniques sur le comportement de la plaque qui s’alourdit. L’enfoncement de la plaque océanique n’est, cependant, pas immédiat, car la viscosité de l’asthénosphère crée une résistance à l’enfoncement.

 

Densité comparée de la lithosphère océanique et de l’asthénosphère

 

Chapitre 15. La dynamique de la lithosphère. Caractérisation de la mobilité horizontale (classe de 1ère, spé SVT)

 

Le modèle de la tectonique des plaques suppose que la lithosphère terrestre est découpée en plaques indéformables sauf à leurs limites.

Plusieurs méthodes différentes ont permis de mieux comprendre la dynamique du système.

Nous en utiliserons deux :

— les points chauds

— les balises GPS

 

Répartition des volcans sur le globe

 

 

Limite des plaques lithosphériques 

 

 

A. Mise en évidence du déplacement de la plaque Pacifique grâce au point chaud de Hawaï

 

Un point chaud est une zone de magmatisme intraplaque. On en connaît un certain nombre, particulièrement au niveau des archipels du Pacifique (Îles de la Société, Hawaï). Ce magmatisme de grande profondeur se traduit par la présence de volcans

Ces archipels sont constitués de guirlandes d’îles disposées selon un âge croissant depuis l’île active. En ce qui concerne Hawaï, la grande île, marquée par l’activité incessante du Kilauea, a été formée très récemment alors que Kauaï au nord-ouest est datée environ 5 millions d’années.

On considère que le point chaud est fixe et que la plaque lithosphérique se déplace au dessus de lui.

 

Fonctionnement d’un point chaud

 

 

Photo aérienne du sud de l’archipel 

 

 

Carte bathymétrique de l’archipel d’Hawaï 

 

 

Carte simplifié de l’archipel d’Hawaï

 

 

Le Mona Loa (4170 m) est un immense volcan-bouclier, caractéristique d’un magmatisme effusif essentiellement de nature basaltique. 

 

 

La couleur du basalte, riche en oxyde de fer a donné son nom aux volcans de ce type, les volcans rouges. 

 

 

Le cratère du Kilauea en 2012 

 

 

Le lac de lave du Kilauea en 2014 

 

 

Quelques vues de l’éruption de 2018 

 

 

Lave a’a ou en croûte de pain 

 

 

Bombe en croûte de pain

 

 

Lave pahoehoe ou lave cordée 

 

 

Volcan éteint à Maui (environ 800 000 ans) 

 

 

L’érosion des massifs volcaniques (5,6 millions d’années) sur Kauaï provoque l’apparition de paysage étonnant.

 

B. Méthode de calcul de la vitesse de déplacement de la plaque par utilisation du point chaud d’Hawaï

 

Si on considère que le point chaud correspond à une remontée magmatique profonde, cela signifie qu’il n’est pas impacté par le déplacement de la plaque qui se trouve au dessus de lui. Il est donc considéré comme fixe. Le lieu où le volcan est actif à l’instant t correspond au point 0 et les périodes d’activité des volcans éteints marque le déplacement de la plaque. Si on a la distance qui sépare les différents volcans, on peut facilement estimer la vitesse annuelle moyenne de déplacement de la plaque en cm.an^-1.

 

Tableau des distances et des âges relatifs des différents volcans  par rapport au Kilauea

 

 

On entre les valeurs dans un tableur excel puis on construit la courbe âge = f (distance). On trace ensuite une courbe de tendance (ou droite de régression) qui permet de calculez la pente de la courbe ou coefficient directeur, qui est de forme y = ax + b.

On rappelle : a = (y₂ - y₁)/(x₂ - x₁)

 

Courbe de l’âge des volcans d’Hawaï en fonction de la distance au Kilauea

 

 

C’est ce coefficient directeur qui nous donne la vitesse annuelle de déplacement de la plaque.

On obtient entre 9 et 9,5 cm/an pour le déplacement de la plaque Pacifique dans la direction sud est/ nord ouest.

 

Comportement de la lave du Kilauea (vidéo)

 

C. L’utilisation des balises GPS pour déterminer la vitesse d’expansion des océans

 

Pour qu’une balise soit géolocalisée par le système GPS (Global Positioning System), il faut au moins 4 satellites.

En effet, une balise GPS donne trois types de localisation :

— longitudinale

— latitudinale

— altitudinale

Puis les informations sont envoyées à un terminal qui les transcrit en clair.

 

Principe de fonctionnement d’un GPS

 

 

Le système GPS (Global Positioning System) a révolutionné l’approche de la tectonique des plaques. Alors qu’en utilisant les points chauds, on calcule une vitesse relative entre deux points terrestres, l’utilisation de satellites dans le système GPS permet d’avoir un référentiel extraterrestre. On peut donc estimer non plus une vitesse relative mais une vitesse absolue.

Nous allons reprendre l’exemple d’Hawaï afin de comparer les estimations de vitesse obtenues par chaque méthode.

Ouvrez GPS time series - FTP directory listing – NASA. Vous tombez sur la carte mondiale des balises GPS. Déplacez vous sur Hawaï. 

Comme exemple, prenons la station JOKA qui se situé à côté de Puna Forest Reserve. En cliquant sur le point vert, le nom de la station apparaît. En cliquant sur le nom vous voyez 3 séries de mesures.

 

Les balises GPS de la Grande île d’Hawaï

 

 

Les données obtenues à la station JOKA 

 

 

Ne tenez compte que des mesures latitudinales et longitudinales. Pour JOKA, vous lisez :

— latitude rate 36,113 + or – 0,446 mm/yr. Cela signifie que la vitesse latitudinale (vers le nord ou le sud) de déplacement de la station JOKA est de 36,113 mm par an avec un intervalle de confiance de 0,446 mm par an. Dans les calculs, on négligera cette incertitude.

— longitude rate - 61,383 mm/yr.

— la vitesse résultante, celle qu’on cherche est donc la composante des 2 comme le montre le schéma suivant :

 

 

Il suffit alors d’appliquer le théorème de Pythagore pour obtenir la valeur recherchée. On arrondira à un chiffre après la virgule. On obtient un déplacement de 71,2 mm/an.

Par convention, les vitesses sont données en valeur négative lorsque le déplacement en latitude est vers le sud et le déplacement en longitude est vers l’ouest.

On calcule les vitesses pour les stations suivantes puis on fait la moyenne des résultats afin d’obtenir un vitesse moyenne de déplacement de la plaque Pacifique.

 

 

Le résultat moyen obtenu est d’un peu plus de 7 cm/an. Cette vitesse est donc une vitesse absolue par rapport à un référentiel fixe situé en dehors du globe. La mesure est donc beaucoup plus fiable que celle obtenue avec le point chaud.

Attention, cette vitesse est une estimation. En effet, une plaque ne se déplace pas tout le temps. Pendant de grande périodes, il n’y aura aucun déplacement, puis subitement, lors d’un séisme par exemple, la plaque pourra se déplacer de plusieurs mètres.

Si on considère que la vitesse de déplacement des plaques est la même de part et d’autre de la dorsale où se produit l’accrétion du matériel lithosphérique, on peut estimer la vitesse d’expansion de l’Océan Pacifique à environ 14 cm/an

 

D. Toutes les plaques ont-elles la même vitesse de déplacement

 

Afin d’avoir une idée de la vitesse d’expansion de l’Atlantique nous travaillons sur 4 stations GPS du sud et du centre de l’Atlantique :

 

 

La moyenne de la vitesse de déplacement de la plaque est de 27,2 mm/an. La vitesse d’expansion de l’Atlantique sud est donc d’environ 5 cm/an.La dorsale Pacifique est donc une dorsale rapide (14 cm/an environ) alors que la dorsale Atlantique sud est une dorsale lente (5 cm/an environ).

On peut considérer que le fonctionnement d’une dorsale lente, type Médio-Atlantique, correspond à une vitesse d’expansion de 4/5 cm.an^-1 au maximum. Dans le cas des dorsales rapides, type Est-Pacifique, on est plutôt à des vitesses de plus de 10 cm.an^-1.

Une dorsale lente présente un rift, c’est à dire une grande vallée centrale volcanique de plusieurs kilomètres de large marche bordée de falaises dues à l’activité de failles normales. Le dénivelé peut atteindre 2000 m.

Une dorsale rapide est constituée d’un dôme de quelques centaines de mètres de haut. Il n’y a pas de rift du fait de l’intense activité de la dorsale.

 

Comparaison des deux types de dorsales