La dorsale atlantique au niveau de l’Islande : une dorsale et un point chaud?

Le magmatisme des dorsales et des points chauds

FR BoutinLes documents utilisés pour cette présentation proviennent des nombreux géologues qui publient sur Internet,

en particulier C. Nicollet, C. Annen, D. Dungan, JP. Winter, T. Grand, le Laboratoire des Sciences de la Terre de Lyon, le CNRS, les cours de Pétrology de l’Université de Laval (Quebec) et de Washington (USA),

Futura Sciences et WIKIPEDIA.

Ouverture d’une dorsale en Islande

- Les dorsales résultent de la rupture de la lithosphère et de l’écartement de deux plaques sous l’effet de forces de traction. L’écartement des bords est de 1 à 20 cm par an (10 à 200 Km en 1 million d’années).

- La montée de l’asthénosphère et l’amincissement de la lithosphère entraînent un enfoncement de la croûte au niveau de la dorsale de l’ordre du Km. - Du volcanisme apparaît : la lave bouche les fissures qui se forment créant une nouvelle croûte (océanique) car à cause de la subsidence, le volcanisme est le plus souvent sous l’eau.

Le magmatisme des dorsales

Ouverture des rifts et des dorsales

Remontéede

l’asthénosphère

Amincissementde la

lithosphèrepar formation

d’un rift

Subsidence de la croûte

Volcanisme de rift

Ouverture de ladorsale

Volcanismedes dorsales

Subsidencede la dorsale

Fusion des eutectiquesprès de la surface

Les contraintes detraction

Les rifts correspondent à une remontée de l’asthénosphère qui crée des forces de traction à l’origine de la rupture des plaques et une modification du géotherme.

Le flux de matière au niveau des dorsales (flèches blanches) est de l’ordre du quelques cm/an. Le transfert de chaleur lié à ces mouvements de matière

est supérieur au transfert de chaleur par conduction. C’est ce qui expliquele resserrement des isothermes au niveau des dorsales.

La position de l’isotherme 1200°C (courbe rouge), limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, est, au niveau des rifts et des dorsales, proche de la surface.

La lithosphère qui a alors une épaisseur considérablement réduite peut se rompre sous l’effet des forces de traction.

Modification du geotherme au niveau des dorsales

1200°C

1200°C

Pourquoi les mouvements de convection modifient le géotherme?

Par conduction, la chaleur « pénètre » dans les roches de :

1 cm en 1 jour20 cm en 6 mois

20 m en 10000 ans200 m en 1 million d’années

2 Km en 100 millions d’années

Par convection, lorsquele déplacement est de 1cm par an,

la chaleur « avance » de :

0,002 cm en 1 jour0,5 cm en 6 mois

100 m en 10000 ans10 Km en 1 million d’années

1000 Km en 100 millions d’années

Conclusion : sur des périodes longues, de plusieurs millions d’années,les mouvements de convection

ont une influence sur la répartition des isothermesbeaucoup plus grande que la conduction thermique.

Dans les solides, le transfert de chaleur se fait essentiellement par conduction alors que dans les liquides, la convection joue un rôle important.

Voyons ce qui se passe lorsqu’il y a conduction et convection dans le manteau.

exemples : le refroidissement nocturne, les changements de température hivers/été le permafrost, la fonte des glaciers

L’ouverture d’une dorsale est le résultat d’un processus répétitif comportant les étapes suivantes:

1 - Les forces de traction qui séparent les plaques de 1 à 15 cm par an provoquent un allongement élastique de la croûte océanique de part et d’autre de la dorsale. Cet allongement est maximal au droit de la dorsale.

2 - La rupture de la croûte tous les 10 à 100 ans provoque un retour élastique des plaques et l’ouverture brutale de fissures larges d’environ 1 mètre et de plusieurs kilomètres de long.

3 - Le remplissage des fissures par du magma basaltique provenant d’une chambre magmatique située sous la dorsale formée à l’ouverture de la dorsale

4 - Arrêt de l’éruption après refroidissement des laves en surface La solidification du magma « soude » alors à nouveau les deux plaques : le lent allongement élastique des plaques va recommencer.

L’ouverture d’une dorsale

Le complexe filonien ou séquence ophiolitique

La répétition du processus que nous venons de décrire est à l’origine d’une série de roches qui forment ce que l’on appelle le complexe filonien ou la séquence ophiolitique. Cette séquence comporte :

- une coulée de basalte en surface. Lorsque la coulée se produit sous l’eau on observe la formation de lave en coussins. La surface des coussins est souvent un verre et le cœur un basalte grossier.

- des filons remplis de basalte en profondeur.Ils sont constitués de dolérite

- à plus grande profondeur, la solidification forme un gabbro isotrope et

- lorsqu’une ségrégation se produit dans la chambre magmatique, le remplissage irrégulier de la chambre entraîne la solidification sur les cotés de la chambre magmatique qui se séparent des lits de gabbro « lité » .

- enfin sous les gabbros, on trouve le manteau : lhertzolite (LOT: dorsale lentes) ou hartzburgite (HOT : dorsales rapides).

La séquence ophiolitique est un marqueur de l’ouverture d’un océan.

lave basaltique(sous l’eau lave en coussins)

Coupe schématique d’une dorsale (lente)

Gabbro lité

Filons de dolérite

de gabbro isotrope

rift

La décompression au droit d’une dorsalepermet d’extraire le magma formé dans l’asthénosphère.

Cas d’une dorsale lente : 2cm/an

Lhertzolite ouHartzburgite

Écartement des plaques

Isotherme 1200°C

La sequence ophiolitique : les laves en coussins

Lave en coussins observées en Oman,Traces laissées par une dorsale

il y a 85 millions d’années.

Lave en coussins filmées sous l’eau (Galapagos)

Radiolarites et Basaltes en coussins en Oman Les premiers sédiments, des radiolarites rouges et jaunes, viennent se mouler sur les laves en coussins. Noter le grain du basalte dans un coussin : grossier et isotrope au centre, fin et en prismes en allant vers

l’extérieur. On trouve aussi à la surface, une couche dont la structure est celle d’un verre.

Cortex vitreux d'un pillow lava(zone supérieure noire)

Filons de dolérite observés en Oman

Détail : filons de dolériteLa dolérite a la même composition qu’un basalte

mais la microstructure est intermédiaire entre celle du basalte (roche volcanique)

et le gabbro (roche plutonique).Les filons de dolérite sont une

des caractéristiques de la séquence ophiolitique.

Gabbros lités observés en OmanLits plus ou moins sombres de gabbro correspondant à des teneurs en Fe + Mg variables.

Sous les couches de gabbros, on peut trouver les péridotites de la lithosphère.

- La composition des basaltes du plancher océanique formé dépend du type de la dorsale : avec une dorsale rapide (HOT), le manteau a été appauvri et c’est une Hartzburgite qui produit le basalte. Le basalte est alors pauvre en diopside : c’est un basalte tholeiitique voir un basalte à olivine qui se forme. avec une dorsale lente (LOT), c’est une Lherzolite qui produit le basalte avec un taux de fusion faible : le basalte est un basalte à hyperstène voir un basalte tholeiitique.

LOT : Lherzolite Ophiolite TypeHOT : Hartzburgite Ophiolite TypeMORB : Mid ocean ridge basalt

Le basalte des dorsales

HOT

LOT

Le basalte des dorsalesCe triangle est la base du tétraèdre du basalte

(le diopside n’est pas représenté et l’anorthite n’est pas dans le plan).La composition du magma dépend de la pression et du taux de fusion du manteau.

Lorsque le taux de fusion augmente, le basalte devient un basalte tholeiitique à olivine.

Olivine(Mg,Fe)2SiO4

Nepheline(Na,K)AlSiO4

QuartzSiO2

Picrite

Tholéiiteà quartz

Profondeur 10 Kb = 1GPa : 37 Km30 Kb = 3GPa : 110 Km

EnstatiteMg2Si2O6

Anorthite CaAl2Si2O8

Basaltes à hyperstène(ou à Enstatite)

Basanite oubasalte alcalin ou

basalte sous saturé

Basaltetholéiitique

Basalte tholéiitique

à olivine

Ric

he e

n C

a

Dolerite

Komatiite

Diopside

Orthose

Riche

en N

a Anorthite

Albite

Les magmas :PeridotiteBasalte à olivineBasalte tholéitiqueBasalte alcalinBasalte andésitique (milieu hydraté)

Le basalte des dorsales dans la classification de MasonBasalte des rifts : le basalte alcalinBasalte des dorsales (MORB) : basalte tholéiiique plus ou moins riche en olivine Basalte des points chauds (OIB) : basalte tholéiitique au début, basalte alcalin ensuiteBasalte des subductions : basalte andésitique

De part et d’autre de l’ouverture de la dorsale,

le refroidissement de l’asthénosphère et de la croûte océanique formée entraîne une subsidence thermique de l’ordre du 1500m en quelques dizaines de millions d’annéesd’où le profil particulier du plancher océanique.

Profil du plancher de l’Océan Atlantique

Le magmatisme des points chauds

Un point chaud : Hawaï

- Un point chaud résulte des mouvements de convection provenant du manteau profond, peut être même de la limite entre le manteau et le noyau. - Plusieurs explications sont possibles : fusion de plaques anciennes en subduction, fusion de postperovskite an niveau du noyau, mouvements dans le manteau inférieur, radioactivité locale très élevée… : rien n’est prouvé- Ce flux modifie considérablement le géotherme.- Des réservoirs intermédiaires semblent exister.

Postperovskite liquide?

Le magmatisme des points chauds

Point chaud

Upwelling

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- Le magma qui arrive à la surface correspond à un mouvement profond dans l’asthènosphère : le uppwelling.- Ce mouvement entraîne une modification des isothermes. - Le magma fond par décompression, près de la surface.- Le magma est un basalte tholeiitique. - Mais ce magma très chaud, s’il fond la croûte qu’il traverse, s’enrichit en silice et alcalins. On peut donc observer des variations dans la composition du magma.- Le magma très liquide forme des coulées de lave sans explosion. Les volcans qui ont généralement débutés sous l’eau forment des dômes (boucliers) et parfois créent d’immenses écoulements : les trapps.- L’écoulement de magma à un point chaud se poursuit tant que le manteau est fertile. Un point chaud comme Hawaï existe depuis plus de 65 millions d’années. Le point chaud de La Réunion serait à l’origine des trapps du Deccan il y a 65 millions d’années, lorsque l’Inde se trouvait sur ce point chaud.

À un point chaud les zones rigides sont fondues,le magma peut alors s’écouler librement

Croûteocéanique

Point chaud de l’île de La Réunion

• La lave • des points chauds :

• type “aa”• sur les bords,

• (cheire dans la • Chaîne des Puys)

et

lave type “pahoehoe” 

au centre.

La surface rugueuseest due à

un dégazage au moment de

la solidification.Lorsque la surface

est lisse,les gaz sont

restés piégés dans le solide.

Les laves basaltiques d’un point chaud (Hawaï)

Les trapps : laves basaltiques du Deccan près de Matheran (Inde)

Volcanisme des points chauds

- Les points chauds provenant du manteau profond sont des points fixes .par rapport au déplacement des plaques. Les volcans des points chauds : îles d’Hawaî, de la Réunion, des Gambiers… sont donc alignés et permettent de mesurer le mouvement des plaques : la direction et le déplacement (11 cm par an pour l’atoll de Mururoa par exemple).- La croissance moyenne des volcans des points chauds est de l’ordre de 3 mm par an, soit 3 Km en 1 million d’années. L’enfoncement de ces volcans dû au poids est de 1 à 2 Km. - La composition des basaltes des points chauds évolue : - basalte tholeiitique à Hyperstène à la base (au tout début sous l’eau) - basalte alcalin à Néphéline lors du développement aérien. - Lorsque le pourcentage de fusion est élevé, le basalte formé est un basalte à olivine (sables verts à noirs provenant du Piton de la Fournaise) et éventuellement une péridotite.

L’alignement des îles d’Hawaî n’est pas parfait… mais bon, le « panache » qui alimente ces volcans bouge peut être un peu…

Après l’arrêt du volcanisme…

L’enfoncement des volcans dû au refroidissement de la lithosphère et de l’asthénosphère est de 0,7mm/an à Tahiti. Après quelques millions d’années cet enfoncement est

de 1000 à 2000m. Les restes du volcan sont sous l’eau ce qui permet au récif corallien de se développer et de former sur les basaltes une couche de calcaire.

Le résultat : au centre les restes du volcan entourés d’un lagon et d’un récif corallien

La prochaine fois, on parlera du volcanisme des subductions