La Terre est découpée en plaques rigides douées de mouvements. Ces plaques occupent l’épaisseur de la lithosphère, on les appelle des plaques lithosphériques. Elle présente trois types de mouvements : cisaillement, convergence, divergence. Ainsi à l’aplomb d’une branche ascendante d’une cellule de convection on observe une divergence et à l’aplomb d’une fosse océanique on observe une convergence. Ainsi les dorsales, chaînes de volcans sous-marins observées au niveau des limites de plaques divergentes, par leur activité effusive, correspondraient à un lieu de production de croûte océanique et donc au lieu de mise en place de lithosphère océanique.

1. Mise en évidence d’une production de magma au niveau des dorsales

La tomographie sismique révèle une anomalie de vitesse des ondes sous la dorsale traduisant la présence d’un matériau chaud et liquide à faible profondeur (20 km). La branche ascendante de la cellule de convection amène en surface un matériau ductile et chaud qui va entrer en fusion. 

Relevé par tomographie sismique sous une dorsale :

Source : http://disciplines.ac-montpellier.fr/svt/la-machine-thermique-de-la-terre

Répartition des isothermes sous la dorsale :

©RS.2019

L’étude du diagramme de phases de la péridotite indique que cette dernière entre en fusion partielle dans différentes combinaisons de températures et de pressions. Ainsi, si la péridotite entre en fusion partielle sous une dorsale c’est qu’elle rencontre des conditions de pressions/températures qui le permettent. L’étude de la répartition des isothermes révèle que l’isotherme 1300°C correspondant à la limite lithosphère/asthénosphère et normalement présent entre 80 et 100 kilomètres de profondeur, se réhausse sous la surface du plancher océanique à l’aplomb de la dorsale. Cela indique bien la remontée de matériau chaud par la cellule de convection. Or si la température de ce matériau reste constante à plus de 1300 °C, sa pression va progressivement diminuer au fur et à mesure de son ascension : on parle de décompression adiabatique car il n’y a pas de changement de température. Ce matériau à température constante finira par arriver à une pression suffisamment faible pour permettre une fusion partielle : cela se produira vers 80 km de profondeur. Si le géotherme de la lithosphère océanique ne recoupe pas le domaine de fusion partielle des péridotites, celui de la lithosphère océanique au niveau d’une dorsale oui, créant ainsi des conditions permettant la naissance d’un magma d’origine mantellique. 

Diagramme de phases de la péridotite et géotherme de la lithosphère océanique à la dorsale ( bleu ciel)

Source : Diagramme de phase.jpg par Aporie, via Wikimédia Commons,  CC-BY-SA-3.0, modifié par Sandra Rivière https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Diagramme_de_phase.jpg?uselang=fr

2.Fonctionnement des dorsales et mise en place de la lithosphère océanique

Il existe deux grandes catégories de dorsales dont le fonctionnement dépend du taux de fusion partielle de la péridotite :

• les dorsales rapides ont une vitesse d’expansion qui va de 5 à 10 cm par an. Leur importante activité volcanique provient d’un taux de fusion partielle assez élevée (jusqu’à 28 %). On peut citer comme exemple la dorsale Est Pacifique.

• les dorsales lentes ont une vitesse d’expansion allant de 0,5 à 1 cm par an. Leur faible activité volcanique provient d’un faible taux de fusion partielle (de 8 à 13 %). On peut citer comme exemple de dorsale ultra lente la dorsale du sud-ouest de l’Océan Indien et comme dorsale lente (voire intermédiaire), la dorsale Médio-Atlantique.

Dans le cas des dorsales rapides, l’injection dans la croûte d’un énorme volume de magma provoque un bombement du plancher océanique, fracturant le sol. Ainsi, à  l’axe de la dorsale rapide on n’observe pas de vallée centrale alors que c’est le cas dans les dorsales lentes ou intermédiaires.

A/ Fonctionnement d’une dorsale rapide :

La péridotite du manteau, une Lherzolite, une fois entrée en fusion partielle produit un liquide magmatique de type basaltique. La roche résiduelle s’appelle une "Harzburgite". Cette dernière peut subir une fusion partielle dont la roche résiduelle correspondra à une accumulation de cristaux d’olivine et appelée « Dunite ». Le magma issu de la fusion partielle de la péridotite mantellique est injecté dans la chambre magmatique à une température de 1300°C au minimum. Il va se retrouver en contact avec les parois froides de cette dernière et va perdre en température. Il va ainsi y avoir une diminution de l’agitation des molécules favorisant leur association formant des minéraux qui pourront adopter une forme géométrique et prendront alors le nom de cristaux. Les premiers minéraux à cristalliser sont les olivines puis avec la baisse des températures ce sont les pyroxènes  puis enfin les feldspaths plagioclases. Sous leur propre poids, les cristaux vont se déposer au fond de la chambre magmatique puis en raison de la divergence, être entraînés sur les côtés et former des gabbros lités, roches entièrement constituées de cristaux et donc à structure dite grenue. Ainsi le magma de départ a subi des cristallisations successives : voilà pourquoi on parle « cristallisation fractionnée » (fractionnement de la cristallisation en plusieurs étapes). 

Les roches formées en surface et appelées « basaltes », ont été formées par refroidissement rapide au contact de l’eau de mer : elles sont donc constituées d’une pâte non cristallisée appelée « verre » ou « mésostase » de couleur sombre car riche en Fer et Magnésium. Au cours de son ascension dans la cheminée volcanique vers la surface, ce magma résiduel a subi un refroidissement assez rapide mais pas aussi rapide qu’en surface : des microcristaux ont amorcé leur croissance mais ont été figés dans la mésostase au moment de l’épanchement en surface. On peut donc ainsi observer des microlites ou microcristaux  au sein d’une mésostase : on parle de structure microlitique. Ce magma a pu entraîner avec lui de gros cristaux (phénocristaux) formés préalablement. On peut ainsi observer des phénocristaux d’olivines au sein d’une mésostase donnant un « basalte à olivine ». Cette structure révèle une formation en deux temps : une cristallisation des olivines puis une évacuation du magma avant que ces dernières ne se déposent au fond de la chambre magmatique.

Principe de la cristallisation fractionnée :

Source : Fractional crystallization.svg par Woudloper via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0,2.5,2.0,1.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Fractional_crystallization.svg?uselang=fr

Roches de la croûte océanique et leur structure

Ainsi au niveau d’une dorsale rapide, la croûte océanique est formée à sa base de gabbros, issus du refroidissement lent d’un magma dans la chambre magmatique, surmontés de filons de basaltes refroidis assez rapidement sous le plancher océanique et enfin à sa surface des basaltes figés au contact de l’eau et arborant une forme de coussin (les pillows lava). La croûte océanique forme avec la péridotite résiduelle sous-jacente (la harzburgite) une couche rigide appelée la lithosphère océanique.

Structure de la lithosphère océanique :

Source : Ofiolite sequence EN.svg par via Wikimedia commons, Ofioliti.svg: Fradeve11derivative work: Woudloper (d), CC-BY-SA-3.0-migrated https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Ofiolite_sequence_EN.svg?uselang=fr

Schéma du fonctionnement d’une dorsale rapide :

B/ Fonctionnement d’une dorsale lente :

A leur niveau,l’activité volcanique est inférieure à l’activité tectonique. Sous l’effet de la divergence, la lithosphère océanique s’affine, se fracture, donnant naissance à une vallée d’effondrement volcanique appelée « rift ». Si l’activité volcanique est quasi inexistante, sous l’effet de la divergence, une faille majeure se met en place facilitant la remontée de la péridotite sous-jacente (la Lherzolite). Celle-ci formera des dômes de plusieurs kilomètres de long et de large et appelés O.C.C (Océanics Core Complexes) ou encore Mégamullions. 

Structure d’une dorsale lente révélant un rift central :

Source : Ride médio océanique.svg parKilom691  via Wikimédia Commons, CC-BY-SA-3.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Ride_m%C3%A9dio_oc%C3%A9anique.svg?uselang=frFormation d’un mégamullion ou O.C.C

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Dorsale et divergence - SVT - TERRE 1ère #6 - Mathrix