STU – SVI Module de géologie II 2013 / 2014

Demi-module Géodynamique interneTD3

Pr. Abdellah Boushaba

I. Gradient géothermique ou géotherme et flux de matière

La figure 1 représente la variation de la température en fonction de la profondeur et les

processus de divergence et de convergence consécutifs à la théorie de la tectonique des

plaques:

I. Gradient géothermique ou géotherme et flux de matière

• a) Les dorsales océaniques (DO) se localisent à la verticale des parties ascendantes des cellules de convection du manteau. Cette montée du manteau chaud et le transfert de magmas basiques qui lui est associé, à l’origine de la lithosphère océanique, engendrent un transfert de chaleur considérable vers la surface : les courbes isothermes y sont très resserrées (Fig. 1).

• En s’éloignant de l’axe de la dorsale à l’intérieur des plaques stables, la lithosphère nouvellement formée se refroidie, les courbes isothermes s’espacent.

• Dans une zone de subduction, la lithosphère océanique froide s’enfonce dans le manteau chaud. Cependant, elle ne se réchauffe que lentement, car les roches ont une mauvaise conductibilité thermique. En conséquence, les isothermes vont s’enfoncées dans le manteau matérialisant une augmentation faible de la température en fonction de la profondeur (Fig. 1).

• Loin de la zone de subduction les isothermes remonteront pour revenir vers une situation «normale» d’une plaque stable (Fig. 1).

b. La figure 2 représente les gradients géothermiques (variation de la température en fonction de la profondeur) pour des cadres tectoniques spécifiques. Solidus correspond à la courbe fixant les conditions au-delà desquelles le manteau (péridotites) commence à fondre. FIGURE 2

A quoi correspondent

les courbes (A), (B), (C) et (D)?

• b) Les courbes (A), (B), (C) et (D) de la figure 2 correspondent à: 

• La courbe A: le géotherme est loin de l’axe des températures, qui sera représenté en surface de la Terre par un flux de chaleur relativement faible. Ce géotherme correspond à un géotherme constaté dans une lithosphère continentale «jeune». 

• La courbe B: le géotherme est très loin de l’axe des températures, qui sera représenté en surface de la Terre par un flux de chaleur relativement très faible correspond à un géotherme constaté dans une lithosphère continentale vieille, (craton précambrien au Canada) ou une marge continentale passive très éloignée de la dorsale médio-océanique (marge passive ouest africaine).

• La courbe C: montre que la température augmente rapidement avec la profondeur, ce qui est représenté en surface de la Terre par un géotherme élevé. Ce cas est observé lorsqu’on très proche de l’axe des dorsales océaniques, ce qui correspond à un flux de chaleur très important. 

• La courbe D: le géotherme s’écarte de la l’axe des T jusqu’à une valeur moyenne qui n’évoluera pratiquement plus. On appelle ce gradient le géotherme moyen ou normal de la lithosphère océanique (courbe D). Celui-ci est légèrement plus élevé que le géotherme moyen de la lithosphère continentale (courbe A).

c) Quelle conclusion peut-on déduire?

• c) En conclusion le seul cas ou le géotherme recoupe le solidus du manteau et se retrouve donc dans le domaine de la fusion partielle du manteau est le cas de la courbe C. Par conséquent le seul endroit où il est susceptible de rencontrer des liquides magmatiques, lors d’une traversée de la surface vers les profondeurs de la Terre, est au niveau de l’axe des dorsales océaniques.

II - Genèse des magmasII. 1. La divergence lithosphérique et ses

effets

a) Les phénomènes responsables de la genèse des magmas au niveau d’une dorsale médio-océanique:Les dorsales océaniques sont le siège d'une production importante de magma. Cette dernière est de l'ordre de 20 km3/an. Des expériences de laboratoire ont permis de connaître le comportement de la roche mantellique (péridotite) en fonction de la pression et de la température (fig. 1).

FIGURE 1

• Au niveau des dorsales médio-océaniques la lithosphère est séparée en deux plaques: P1 et P2. Elles sont soumises à la distension par un processus de convection mantellique. L’axe de la dorsale est situé juste au dessus des branches ascendantes chaudes des courants de convection (fig. 2):

FIGURE : 2

2

• Il s’agit d’une remontée du manteau, à l’état solide (fig. 3), sans échange de chaleur avec le milieu environnant (fig. 1: flèches). Puisque le manteau remonte des profondeurs vers la surface, il subit une baisse de pression: décompression, mais en gardant sa température élevée de profondeur = décompression adiabatique du manteau.

FIGURE 3

• Cette décompression adiabatique du manteau engendre sa fusion: seulement certains minéraux (c) vont subir le phénomène de la fusion: fusion partielle (fig. 4).

FIGURE 4

Etant donné que le liquide généré à une densité inférieure au solide environnant, le liquide s’extrait de la roche source (fig. 5): genèse d’un magma de nature basaltique qui migre vers la surface et va s’accumuler dans une chambre magmatique.

• Il peut alors s’injecter dans le toit de la chambre engendrant des filons ou arriver en surface sous l’eau de mer donnant des coulées de basaltes en (pillow-lavas) à structure microlitique, ou refroidir lentement en profondeur dans la chambre magmatique formant les gabbros de même composition chimique que les basaltes, mais à texture grenue.

• La partie non fondue de la péridotite, qui a échappé à la fusion, reste en dessous de la croûte nouvellement créée et continue à se soumettre aux courants de convection qui la porteront latéralement pour replonger par leur branche descendante froide. 

• En conclusion: l’ascension des péridotites de l’asthénosphère, associée aux courants ascendants de la convection du manteau, crée une décompression sans perte de chaleur, ce qui entraîne une fusion partielle de 15 à 20 % des péridotites. Un magma de composition basaltique est extrait rapidement du manteau et migre vers le haut, il est à l’origine de la croûte océanique. 

• b) Les phénomènes responsables de la genèse des magmas au niveau d’une zone de subduction?

Une zone de subduction est la zone où s’effectue l’enfoncement d'une plaque lithosphérique océanique, rigide et dense, dans l'asthénosphère plus chaude et moins rigide, sous une autre plaque lithosphérique continentale ou océanique, moins dense. Les effets visibles en surface de cette subduction sont notamment un volcanisme intense de type explosif (fig. 1).

FIGURE 1

• Au niveau des zones de subduction, au-dessus de la plaque chevauchante, on trouve deux types de roches magmatiques: en surface les roches volcaniques de texture microlitique représentées par des andésites et des rhyolites et en profondeur les roches plutoniques de texture grenue représentées par les granitoïdes. Le magma à l'origine de ces roches magmatiques est le résultat de la fusion d'une roche en profondeur.

• Le magma ayant donné les roches magmatiques des zones de subduction provient de la fusion partielle de la péridotite composant le manteau asthénosphérique, à 100 km de profondeur.

• On pourrait penser à la fusion des roches composant la lithosphère océanique plongeante (basaltes et gabbros) mais la température au niveau de la plaque plongeante encore froide (elle est en cours de rééquilibrage thermique) est trop basse pour cela.

• La seule autre roche pouvant fondre à cette profondeur est la péridotite hydratée. En effet la présence d'eau au niveau de la péridotite est indispensable pour abaisser son solidus, c'est-à-dire le point de fusion de la péridotite. Sans eau, la péridotite ne peut fondre à 100 km de profondeur. Alors, quelle est l’origine de cette eau?

• Au cours de l'enfoncement de la plaque lithosphérique océanique dans l'asthénosphère, les roches la composant vont subir des transformations, à l’état solide, liées aux changements des conditions de température et de pression: ce processus se nomme métamorphisme.

• Ainsi les gabbros vont s'hydrater et se transformer en schistes verts contenant des minéraux hydratés comme la chlorite ou la hornblende (contenant des groupements hydroxylés (OH)). Avec l'augmentation de pression, les schistes verts deviennent des schistes bleus. Au cours des réactions métamorphiques, les minéraux composant les schistes verts se transforment en d'autres minéraux comme le glaucophane qui contient moins d'eau: il y a déshydratation.

• Enfin, les schistes bleus deviennent des amphibolites qui à leur tour se transforment en éclogites contenant des minéraux totalement anhydres (quartz, pyroxène, grenat...): il y a, à nouveau, une déshydratation des roches.

L'eau ainsi libérée hydrate la péridotite mantellique, entraînant une diminution de la T de son solidus (fig. 2) ce qui permet sa fusion, toujours, partielle. FIGURE 2

b) quelle-est la nature chimique de ces magmas et leurs caractéristiques?

Les magmas générés au niveau des zones de subduction ont composition chimique andésitique ou intermédiaire riches en gaz.

c) Quels sont les devenirs de ces magmas?

En grande partie, ces magmas restent en profondeur et donnent des roches plutoniques appelés granitoïdes, une partie de ces magmas arrive en surface et donne un volcanisme de type explosif, car ces magmas, arrivant en surface, sont riches en SiO2, relativement froids et donc très visqueux.