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Enseignement Obligatoire de 1èreS - Dossier 6 : Formation et divergence des plaques, Machinerie thermique de la Terre - 1

__________________ 1ère S

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Enseignement général

Formation et divergence des plaques, La machinerie thermique de la Terre

DOSSIER 6 - Sommaire : I/ Le relief des fonds sous-marins et la nature de la lithosphère océanique L’analyse méthodique des fonds sous-marins à révélé l’existence, dans tous les océans du globe : d’une dorsale océanique et son rift, de plaines abyssales, de fosses abyssales du côté des marges actives et des glacis, talus continentaux et plateaux continentaux du côté des marges passives. Le rift est une zone bombée, amincie soumise à une extension où sont injectés des magmas basaltiques. La lithosphère océanique, sous une couche de sédiments de plus en plus épais lorsque l’on s’éloigne du rift, est formée d’une couche basaltique au sommet, d’une couche de gabbros en dessous et de péridotites à la base. II/ La formation et la divergence des plaques Au niveau du rift, la lithosphère océanique est accrétée. Cette lithosphère est formée par fusion partielle de matériel asthénosphérique. Au fils des millénaires, cette lithosphère vieillit : elle s’épaissit, se densifie donc s’alourdit tout en s’altérant. Au niveau des marges passives une forte sédimentation enregistre l’histoire passée de cette zone. L’étude des dorsales actuelles et de ces archives géologiques permettent de reconstruire l’histoire de la formation des océans de la montée asthénosphérique au stade océan en passant par les stades rifting et jeune océan. III/ La machinerie thermique de la terre La terre libère en permanence de la chaleur dont l’origine est principalement radioactive. Cette chaleur interne du globe est libérée par conduction et, surtout, par convection. Les mouvements convectifs forment des cellules de convection impliquant les zones d’accrétion et de subduction. Au niveau des points chauds le dégagement de chaleur est également important mais ne mobilise pas de cellules de convection, seul un panache convectif. Cette convection est d’ailleurs le moteur de la tectonique des plaques.

Samuel Remérand 2005

L’Islande et la dépression des Afars permettent d’étudier les premières étapes

de l’océanisation


I/ Le relief des fonds sous-marins et la nature de la lithosphère océanique I-1 Le relief des fonds sous-marins

¢ La cartographie méthodique des fonds sous-marins a été réalisée à l’aide de navires équipés de

sonars. Ces bateaux envoient en continu des ultrasons et analysent l’écho (le temps de retour) de ces ondes après réflexion sur le fond : plus le temps de retour est long plus la bathymétrie (profondeur) est importante.

¢ Les fonds océaniques présentent tous un relief commun (Doc. 1 et 2): - une chaîne de montagne sous-marine de 60.000 km de long et de 1.000 à 3.000 km de

large traverse l’ensemble des océans : la dorsale océanique : § cette dorsale est haute de 1.500 m et est même localement émergée, en Islande. § l’axe de la dorsale, de quelques dizaines de km de large, est marquée par une

croûte océanique de faible épaisseur, fracturée et siège d’un intense magmatisme de type basaltique: le rift. Les failles normales et les blocs basculés présents dans le rift attestent d’une zone en extension, étirement perpendiculaire à l’axe de la dorsale.

§ des failles perpendiculaires à l’axe de la dorsale tronçonnent cette chaîne de montagne sous-marine en segments qui sont décalés par coulissage de part et d’autres de ces failles dîtes transformantes.

- de part et d’autre de la dorsale océanique, on redescend vers un plancher océanique relativement plat qui forme les plaines abyssales au sein desquelles on rencontre parfois des appareils volcaniques anciens ou actifs appartenant à des points chauds. Ce volcanisme intraplaque se retrouve également au sein de plaque continentale !

- enfin, on retrouve le continent via une zone de transition entre la croûte océanique et la croûte continentale appelée marge. Cette zone se présente sous la forme :

§ d’une fosse très profonde, pouvant atteindre – 11.000 m, et siège de la subduction (programme de Terminale). On parle alors de marge active car marquée par une séismicité et un volcanisme important,

§ d’un glacis, au niveau de la plaine abyssale, suivi d’un talus continental qui remonte de – 4.000 m à – 200 m pour rejoindre enfin le plateau continental large de70 km environ qui marque le début des lignes de côtes. Cette zone de transition entre les deux croûtes océanique et continentale, sans activité sismique ni magmatisme, est appelée marge passive ou stable. L’amincissement de la croûte continentale, observé du plateau vers le glacis, est accompagné par un ensemble de failles normales (faille listriques) et de blocs basculés, témoins d’une zone en distension.

¢ Une dorsale est donc une zone d’amincissement crustale, bombée, soumise à un régime d’

extension où sont injectés des magmas basaltiques. ¢Une marge continentale est donc soit :

- active et témoigne d’une zone de subduction, - passive ou stable, et présente les témoignages d’une zone, autrefois, en extension.

I-2 La nature de la lithosphère océanique ¢ La nature de la lithosphère océanique révélée par sismique réflexion, par analyse directe

(observations à la faveur de failles, de carottages) ou encore à la faveur des ophiolites (morceaux de plancher océaniques retrouvés en altitude, au sein de montagnes) montre, sous les sédiments de plus en plus épais au fur et à mesure que l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plusieurs couches (Doc. 3):

- des basaltes au sommet - des gabbros en dessous - des péridotites à la base. ¢ Les basaltes (pillow-lavas puis complexes filoniens) et les gabbros (massifs et lités) forment la

croûte océanique. La croûte océanique associée aux péridotites forment la lithosphère océanique (Doc. 3). On rappelle que le Moho constitue une limite chimique entre la croûte océanique (ou continentale) et les péridotites du manteau supérieur. La lithosphère océanique (ou continentale) rigide présente une limite thermique (isotherme 1300°C) et mécanique avec l’asthénosphère ductile (voir Dossier 5).


Doc.1 : Relief du fond des océans. D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.

Doc. 2 : Cartographie des océans autour de l’Islande. D’après SVT 1èreS Bordas, édit. 2001, modifié Remérand 2002.

Doc.3 : Nature de la lithosphère océanique. D’après SVT 1èreS Belin, édit. 2001, modifié Remérand 2002.

Doc. 4 : Le rift : site de production de la lithosphère océanique. D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.


II/ La dorsale océanique : une zone de formation de la lithosphère océanique et de divergence des plaques II-1 Le rift, site de production de la lithosphère océanique

¢ L’axe de la dorsale est parcouru par un rift, dépression bordée de failles normales témoins d’une

distension, où la sismicité permanente signe un écartement constant de cette zone (Doc. 4).

¢ Le flux de chaleur, c’est-à-dire le rayonnement thermique d’origine interne évacué par conduction à travers la croûte, révèle une zone très chaude sous le rift interprétée comme étant une zone chaude du manteau supérieur de moindre densité : la chambre magmatique (Doc. 4). En conséquence cette région est dilatée et la croûte soulevée, d’où le bombement et l’amincissement crustal observés au niveau du rift. ¢ Dans l’axe des dorsales, du magma basaltique est injecté, comblant au fur et à mesure les fissures résultant de l’écartement progressif des marges. On estime à 20 km3 par an, la production de magma au niveau des rifts, soit 60% du magmatisme mondial.

¢ Le magmatisme basaltique est lié à la remontée d’une colonne chaude de matériel mantellique profond (diapir asthénosphèrique), des péridotites non différenciées constitutives de l’asthénosphère ductile, à l’aplomb du rift (Doc. 4). Lors de cette ascension, la baisse de pression (Doc. 5) déclenche la fusion partielle de ce matériel mantellique profond. En effet, lors de leur remontée, les péridotites asthénosphériques initiales recoupent la courbe de solidus de ces roches. Du coup, une fraction des minéraux constitutifs des péridotites entrent en fusion et libère un liquide (Doc. 5). Ce liquide de fusion partielle de départ se trouve d’abord sous forme de gouttelettes. Puis ces petites gouttes, moins denses, remontent alors et se rassemblent sous forme de poches de liquide de fusion partielle plus grosses. Ainsi, à partir des péridotites asthénosphériques initiales non différenciées, suite à la fusion partielle et en fonction de la vitesse de refroidissement, on obtient dans la chambre magmatique (Doc. 6 et 7):

- des péridotites, résiduelles, à la base, - un liquide magmatique de composition différente de la péridotite initiale qui lui donna

naissance. Ce liquide magmatique, moins dense, remonte dans la cheminée magmatique et par cristallisation fractionnée (les minéraux apparaissent et disparaissent dans un certains ordre en fonction de la pression et de la température) génère la croûte océanique composée de :

§ gabbros (structure grenue) sur des péridotites § basaltes en filons (structure microlithique) au-dessus des gabbros § basaltes en forme de coussin (pillow-lavas à structure microlithique) en surface,

au contact de l’eau de mer. Le matériel asthénosphèrique ductile se transforme ainsi en lithosphère rigide. II-2 Le vieillissement de la lithosphère océanique : alourdissement et hydrothermalisme

II-2-1 La lithosphère océanique s’alourdit, l’océan s’approfondit ¢ La jeune croûte océanique, près du rift, constituée de basaltes et gabbros, est encore amincie, chaude et bombée (Doc. 4).

¢ Sous l’axe de la dorsale, l’asthénosphère chaude, qui atteint 1.300°C, est directement au contact de la croûte. La lithosphère n’est alors constituée que de la croûte océanique !

Au fur et à mesure de la dérive de part et d’autre de la dorsale, la lithosphère rigide nouvellement formée s’éloigne du domaine chaud, de l’intumescence thermique (à l’origine du panache asthénosphèrique qui injecte le magma au niveau du rift). En s’éloignant de la ride, l’isotherme 1.300°C qui marque la base de la lithosphère rigide et donc la frontière avec l’asthénosphère ductile, s’enfonce au sein du manteau supérieur. Cet enfoncement de l’isotherme 1.300°C, engendre un alourdissement du manteau supérieur par augmentation de l’épaisseur de la partie inférieure de la lithosphère. Cette dernière s’épaissit en se nourrissant de l’asthénosphère : des parties de plus en plus profondes de l’asthénosphère recoupent la courbe de solidus et permettent l’apparition de péridotites (Doc. 8).

¢ De plus, au fur et à mesure qu’elle s‘éloigne de l’axe de la dorsale, la croûte se refroidit. Moins

chaude, elle se contracte, se rétracte et donc se densifie, s’alourdit (Doc. 8).


Doc. 5 : Lors de leur remontée, la décompression des péridotites non différenciées provoque leur fusion partielle.

D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002.

Doc. 6 : Les basaltes, gabbros et péridotites sont le résultat de la fusion partielle de l’asthénosphère. D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.

Asthénosphériques non différenciées


Doc. 7 : Le magmatisme au niveau des dorsales océaniques.

Basaltes (microlithique)

Eruption

Cristallisation fractionnée

Cristallisation fractionnée

Gabbros (Grenue)

Gabbros (Grenue)

Péridotites résiduelles

(Grenue)

Péridotites résiduelles

(Grenue)

Fusion partielle dans la chambre magmatique

Liquide magmatique

Péridotites asthénosphèriques non différenciées

Matériau ductile

Doc. 8 : En vieillissant, la lithosphère océanique se densifie et s’épaissit. S’alourdissant, la lithosphère océanique s’enfonce dans l’asthénosphère, l’océan s’approfondit.

D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002


¢ Si seul le manteau supérieur s’épaissit, la croûte restant de 7 à 10 km d’épaisseur, les deux parties contribuent à l’alourdissement de la lithosphère au cours de son vieillissement, la croûte par refroidissement, le manteau supérieur par enfoncement de l’isotherme 1.300°C et nourrissage au dépens de l’asthénosphère (Doc. 8). Moins bombée, plus lourde et supportant une colonne d’eau et de sédiments de plus en plus important au fur et à mesure de l’éloignement par rapport à l’axe de la dorsale, la croûte océanique s’enfonce de plus en plus dans l’asthénosphère sur laquelle elle repose : l’océan s’approfondit. ¢ Au fil des millénaires, la lithosphère océanique s’alourdit donc et son niveau de « flottaison » sur l’asthénosphère s’enfonce également, selon le principe d’Archimède. C’est la compensation isostatique. ¢ Lorsque la plaque devient trop lourde elle casse et génère une zone de subduction (Term S).

¢ Les processus magmatiques de la dorsale sont intermittents et brefs (et dispersés le long de la dorsale, voir peau de zèbre non linéaire) alors que l’extension liée à la divergence est continue. Si la divergence continue des plaques à l’image d’un double tapis roulant est possible, le moteur principal n’est pas la poussée à la ride du magma mais bien la traction exercée par la plaque plongeante, qui s’est alourdie au cours des millénaires, puisque cette traction contribue à 80% au déplacement de la plaque. C’est donc principalement la plongée de la plaque océanique qui permet l’écartement des deux demi-planchers océaniques et l’injection de magma dans la fissure, l’accrétion de la croûte océanique (Doc. 9). II-2-2 La lithosphère océanique s’altère, se métamorphise

¢ Le métamorphisme est une modification isochimique à l’état solide des minéraux et donc des roches. Les transformations concernent uniquement l’agencement des atomes les uns par rapport aux autres c’est-à-dire les réseaux cristallins, la composition chimique globale étant conservée. Seules des molécules d’eau et des radicaux OH peuvent intervenir lors de phénomènes d’hydratation ou de déshydratation.

¢ Peu de temps après sa formation au niveau de la dorsale, la croûte océanique fracturée commence déjà à se métamorphiser, très lentement. Le contact permanent avec l’eau de mer sus-jacente et l’eau de mer en circulation à travers la jeune croûte océanique très fracturée entraîne des modifications chimiques importantes. L’eau à 2°C et pH basique remonte à 350°C et pH acide, dissolvant sur son passage des métaux (Fe, Mn, Zn et Cu) et le soufre présents à l’état de traces dans les basaltes. En débouchant dans l’eau de mer froide, le fluide hydrothermal donne des fumeurs noirs, cheminées sulfurées et polymétalliques issues de la précipitation des composés dissous au contact de l’eau de mer froide à pH basique (Doc. 10). Au cours de cette circulation hydrothermale, des plagioclases constitutifs des basaltes sont en partie transformés en argiles, des pyroxènes et de l’olivine présents dans les gabbros et péridotites sont remplacés par de la serpentine. Ces nouveaux minéraux, argiles et serpentine, sont hydratés. Cet hydrothermalisme est donc à l’origine d’une altération des minéraux de la lithosphère océanique par hydratation. ¢ L’hydrothermalisme (Doc. 11) est à l’origine des premières phases de métamorphisme de la croûte océanique au niveau des gabbros avec l’apparition de la hornblende verte (famille des amphiboles, minéraux hydratés) au dépend de quelques minéraux de pyroxènes essentiellement. Ce métamorphisme de faciès à amphibolites est réalisé à température moins élevée, entre 600 et 900°C, et faible pression. ¢ Quelques millions d’années plus tard, la croûte océanique refroidie poursuit son métamorphisme mais cette fois à basse température et faible pression. Les métagabbros à hornblende de faciès à amphibolites voient l’apparition de nouveaux minéraux plus hydratés comme la chlorite (verte) et l’actinote (autre amphibole) toujours au dépend des pyroxènes essentiellement (Doc. 11). Les métagabbros à hornblende de faciès à amphibolites donnent naissance à des métagabbros à chlorite-actinote de faciès schistes verts ¢ C’est une croûte océanique très hydratée avec des roches à faciès schistes verts qui subduit. II-2 La marge passive : archive de l’histoire précoce d’un océan ¢ La structure géologique de la marge passive, étudiée par analyse sismique, montre un amincissement de la croûte continentale depuis la ligne de côte (l’épaisseur est comprise entre 30 et 35 km) jusqu’au glacis (l’épaisseur n’est plus que de 7 à 10 km) où elle se raccorde à la croûte océanique. Cette croûte amincie est fracturée par un ensemble de failles listriques qui délimitent des blocs basculés caractéristiques d’une zone en extension (Doc. 12).


Doc. 10 : En vieillissant, la lithosphère océanique s’altère avec l’eau de mer. D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002

Doc. 9 : Le moteur principal de la divergence des plaques est la traction de la plaque plongeante au niveau d’une zone de subduction, lorsque la plaque est vieille. La poussée à la ride joue pour les jeunes plaques, la subduction

étant absente. D’après La déformation des continent, Hermann éditeurs des sciences et des arts, éditions 1995, modifié Remérand 2002.

Jeune plaque Vieille plaque


Doc. 11 : La lithosphère océanique se modifie au cours de son histoire, ses minéraux s’hydratent en surface à

basse pression et faible température (puis à basse pression et faible température lors de la subduction). Remérand 2002

Hydrothermalisme

Métagabbro à hornblende de faciès à amphibolites

Métagabbro à actiniote-chlorite de faciès schistes verts

Gabbro


Doc. 12 : Les marges passives sont d’anciennes zones de distension à forte sédimentation, archivant l’histoire passée de cette région c’est-à-dire la rupture continentale et les débuts de l’océanisation.

D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002


¢ La marge passive est le siège d’une sédimentation importante, véritables archives de l’histoire passée. Les sédiments les plus anciens sont affectés par les failles et donc également basculés avec les blocs qu’ils recouvrent. Les sédiments plus jeunes reposent sur l’ensemble et ne sont pas basculés (Doc. 12). ¢ Les sédiments et les failles permettent de reconstitués l’histoire précoce de l’océan, l’analyse des dorsales actuelles complète la chronologie des événements de l’océanisation. II-3 L’histoire d’un océan ou l’océanisation ¢ L’océanisation débute par la mise en place d’un rift continental (Doc. 13). Deux phénomènes géologiques peuvent conduirent au rifting, toujours accompagné de séismes et volcanisme:

- une intumescence thermique mantellique remonte sous la croûte continentale. Celle-ci, sous le bombement, s’amincie et se fracture: le rift continental se met en place avec son cortège de failles normales et de blocs basculés qui encadrent un fossé d’effondrement central où s’accumulent des sédiments (de type volcaniques, fluviatile et lacustre, syn-rift). La croûte à la faveur des fractures laisse remontée du magma (volcanisme). Le fond du fossé est en-dessous du niveau de la mer alors que le bombement thermique soulève les bords du rift, escarpés. Le rift est-africain dans la région des grands lacs est l’exemple de ce stade précoce de l’océanisation avec amincissement crustal par rifting actif.

- la tectonique global aboutit à l’étirement, l’amincissement de la croûte continentale. Dans ce cas, l’origine du rifting est éloignée. L’amincissement de la croûte entraîne une remontée passive du manteau suite à une diminution locale de la pression (la colonne de roches sus-jacente amincie est moins lourde, le manteau peut remonter). On observe ensuite les mêmes failles normales, un volcanisme et des blocs basculés qui encadrent un fossé d’effondrement central où s’accumuleront des sédiments syn-rift d’origine volcanique et lacustre. Les rifts avortés de la Limagne ou Rhénan, avec leur cortège de volcans (Chaîne des Puys notamment) sont de bons exemples de rifting passif, liés à l’orogénèse alpine.

¢ A un stade plus avancé, la croûte continentale se déchire et de la croûte océanique s’intercale

entre les deux marges passives qui viennent alors de prendre naissance (Doc. 13). On retrouve une telle rupture continentale avec ébauche du plancher océanique au niveau du lac d’Asal-Ghoubbet à l’extrémité nord du rift est-africain.

¢ La mer s’engouffre alors dans le fossé d’effondrement (sous le niveau de la mer) et recouvre le rift

(Doc. 13). Une mer étroite, type Mer Rouge, apparaît, des sédiments syn-rift calcaires de type récifal se forment.

¢ Enfin, l’accrétion océanique se poursuit et la mer étroite s’élargie (Doc. 14), donnant naissance à un véritable océan, type Atlantique, avec une sédimentation post-rift qui passe progressivement de dépôts détritiques grossiers continentaux à des mélanges détritiques et carbonatés plus fins océaniques.

¢ La lithosphère océanique au fur et à mesure de son vieillissement s’épaissit, s’alourdit et se modifie

par (Doc. 8 et 9): - enfoncement de l’isotherme 1.300°C et nourrissage au dépens de l’asthénosphère, - refroidissement de la croûte océanique, - accumulation de sédiments d’origine marins et continentaux et augmentation de la

colonne d’eau sus-jacente sur la croûte océanique - altération par l’eau de mer (hydrothermalisme). L’alourdissement entraîne l’enfoncement progressif (ou subsidence) de la lithosphère océanique

rigide dans l’asthénosphère plastique au fur et à mesure de son écartement de l’axe de la dorsale par compensation isostatique. La surface de la plaque subside donc et la profondeur des fonds marins augmente. ¢ Les marges passives actuelles correspondent donc aux deux bords autrefois jointifs de l’ancien rift continental, maintenant largement séparés par plusieurs milliers de km de plancher océanique. ¢ Lorsqu’une marge passive devient trop lourde par l’accumulation de sédiments et surtout suite à un épaississement trop important de la lithosphère océanique, cette dernière cède sous le poids et s’enfonce sous le continent, de densité plus faible : une marge active avec sa zone de subduction est naît (Terminale S).


Doc. 13 : Le rifting : 1ère étape vers l’océanisation. D’après Site web du professeur Bourques, université de Laval, Canada.

Rift valley est -africain Chaîne des Puy


Doc. 14 : La croûte continentale se déchire et de la croûte océanique s’intercale entre les deux marges passives. Puis la mer s’engouffre dans le fossé d’effondrement (sous le niveau de la mer) et recouvre le rift.

D’après Site web du professeur Bourques, université de Laval, Canada.

Lac d’asal-Ghoubbet

Mer Rouge


Doc. 15 : L’accrétion océanique se poursuit et la mer étroite s’élargie donnant naissance à un véritable océan D’après Site web du professeur Bourques, université de Laval, Canada.

Doc. 16 : Preuves que la Terre libère de la chaleur. D’après SVT 1èreS Didier, éditions 2001, modifié Remérand 2002

Hydrothermalisme

Isotherme 1.300°C à 100 km sous les continents , presque à la surface au

niveau des dorsales

Noyau à 5.000°C selon les estimations faîtes par les analyses sismiques

Doc. 17 : Origine de la chaleur interne : accrétion initiale et radioactivité. D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002

TW = Terra Watt = 10.12 W


III/ La machinerie thermique de la terre

III-1 La Terre dégage de la chaleur interne

¢ En toute région, la température des roches augmente avec la profondeur. Cette variation ou gradient

géothermique se situe entre 6 et 100 °C par km selon la région considérée, avec une moyenne de 30°C.km-1 dans la croûte continentale (Doc. 16).

Au niveau du plancher océanique l’hydrothermalisme prouve la présence également d’un gradient géothermique dans la croûte océanique.

La limite lithosphère-asthénosphère situé à 100 km sous les continents, beaucoup plus proche de la surface sous la surface du plancher océanique et à l’affleurement au niveau des dorsales correspond à l’isotherme 1.300°C.

Enfin, des analyses sismiques permettent d’estimer la température au niveau du noyau entre 3.000°C et 5.000°C.

¢ Ainsi, parallèlement à la densité et la pression, la température augmente avec la profondeur. La Terre libère donc de la chaleur.

III-2 L’origine de la chaleur interne du globe ¢ Au cours de la formation de la Terre par accrétion, les impacts des corps célestes qui se sont agrégés pour donner naissance à notre planète, ont dégagé une énorme quantité de chaleur à l’origine de la Terre magmatique initiale. Les couches superficielles se sont rapidement refroidies pour former la croûte, mais l’essentiel de la chaleur initiale est restée prisonnière, sous l’écorce terrestre. Cette source de chaleur reste néanmoins marginale.

¢ L’essentiel de la production de chaleur interne provient de la désintégration d’isotopes radioactifs (Doc. 16). Ces éléments, présents en très faibles quantités, se sont concentrés dans les couches externes du globe : essentiellement dans la croûte continentale granitique, très peu dans les basaltes et encore moins dans le manteau supérieur. Cependant le volume important du manteau supérieur produit autant de chaleur que la croûte.

¢ Chaque isotope radioactif père produit un atome fils en libérant rayonnement et chaleur. Cette désintégration spontanée s’opère avec une cadence propre à chaque isotope : c’est sa période radioactive correspondant au temps nécessaire pour que la moitié des atomes présents à un moment donné soit désintégrés. L’uranium 238, le thorium 232 et le potassium 40 présentent des périodes radioactives très longues. L’uranium 238 a une période radioactive de 4.5 milliards d’années. La Terre étant âgée de 4.5 milliards d’années, cela signifie que la moitié seulement des atomes d’238U s’est désintégrée depuis la formation de la Terre.

¢ La production de chaleur par radioactivité a donc décru depuis la Terre magmatique

originelle. III-3 La dissipation de la chaleur interne (Doc. 17) ¢ Des événements épisodiques comme les tremblements de terre et les manifestations volcaniques libèrent ponctuellement une grande quantité d’énergie. Mais ces évènements dissipent malgré tout une portion négligeable de la chaleur interne du globe.

¢ La chaleur interne de la Terre se dissipe, également et pour une faible partie, par conduction, c’est-à-dire par transfert, de proche en proche, de chaleur (de vibrations) d’un atome à l’autre sans déplacement de ces atomes donc sans déplacement de matière. Sachant que les roches constitutives des croûtes sont de mauvaises conductrices de la chaleur, l’énergie interne remonte, mal, à travers la croûte. Notons enfin que ce flux géothermique est très variable d’une région à l’autre, la remontée de chaleur étant plus importante à proximité d’une source de chaleur comme les dorsales ou les points chauds qu’au sein d’un bassin sédimentaire. ¢ La convection du manteau inférieur est le mécanisme le plus efficace pour dissiper de la chaleur. Les mouvements convectifs, nécessitent un milieu déformable (et non rigide comme la lithosphère) au sein duquel un matériau chaud et moins dense remonte vers un matériau froid et plus dense. Une circulation de


Doc. 18 : Dissipation de la chaleur interne par conduction et surtout pas convection. D’après SVT 1èreS Bordas, éditions 2001, modifié Remérand 2002.

Le flux thermique du globe s’élève à 40.1012 W. s-1

via les séismes et les volcans, la conduction et surtout la convection


matière s’installe, le matériau chaud s’élève puis se refroidit et redescend avant de s’échauffer à nouveau. Ces cellules de convection évacuent de manière très efficace la chaleur vers la surface notamment au niveau des dorsales océaniques. Les dorsales émettent en moyenne 20km3 de magma par an. ¢ Les points chauds émettent des laves d’origine mantellique très profonde, certainement proche de la frontière avec le noyau (2.900 km). L’ascension rapide (quelques centimètre par an) d’une colonne ascendante (dite convectrice) permet également de déplacer de la matière chaude et de dissiper au niveau du volcan, une très grande quantité de chaleur. La matière chaude et moins dense, arrivée à une centaine de km de la surface terrestre, subit par décompression une fusion partielle et génère un magma. Ce dernier perfore épisodiquement la lithosphère et libère des quantités massives de basaltes à l’origine des trapps, des plateaux océaniques et des alignements insulaires (imaginez des remontées, par intermittence, de bulles de gaz dans l’eau, qui crèvent la surface). Au niveau des points chauds il n’y a pas de cellules de convection, la colonne ascendante aurait la forme d’un panache surmontant une queue plus étroite. Ces bouffées de matériel profond crèvent régulièrement la lithosphère mais ne replongent pas dans l’asthénosphère. Les points chauds émettent en moyenne 4 km3 de magma par an. L’Islande est un cas particulier : à cheval sur la dorsale médio-atlantique, l’Islande émerge parce qu’elle est à l’aplomb d’un point chaud dont la lave recouvre la lave émise par la dorsale 2500 m plus bas !

¢ La dissipation de chaleur interne est importante puisqu’elle est estimée à 40.1012 watts par seconde. Cependant elle est plus importante que la production de chaleur, la Terre se refroidit donc inexorablement (et de plus en plus vite du fait des mécanismes de la désintégration radioactive).

III-4 La convection du manteau est le moteur de la tectonique des plaques (Doc. 18) ¢ Le déplacement de matière par les cellules de convection est à l’origine de la remontée de magma

chaud et moins dense à l’aplomb des dorsales océaniques. Le matériel mantellique profond remonté, il se refroidit en s’écartant de la dorsale, ce matériel coupe alors la courbe de solidus des péridotites et participe ainsi à la genèse de la base de la lithosphère et donc à l’épaississement de la lithosphère océanique (voir supra). Le matériel mantellique plus froid et plus dense redescend alors, notamment au niveau des zones de subduction. Une incertitude demeure cependant quant à la profondeur à laquelle ces cellules de convection se ferment. Pour certains ces cellules convectrices descendent jusqu’à la limite manteau-noyau. Pour d’autres, la circulation convectrice s’organise sur deux étages superposés : la cellule supérieure intéresse l’asthénosphère et descend jusqu’à 670 km, le niveau inférieur concerne le manteau profond.

¢ La tectonique des plaques, et ses mouvements de convections de chaleur, n’est qu ’une

conséquence de la recherche de l’équilibre thermique par le système Terre.

Conclusion

L’énergie émise par le Soleil et celle produite par la Terre résultent pour l’essentiel de : - l’énergie gravitationnelle primitive suite :

§ à l’explosion d’une étoile de 1ère génération pour le Soleil § de l’accrétion originelle pour la planète Terre,

- d’une transformation de la matière : § par fusion nucléaire de l’hydrogène en hélium, pour le Soleil, § par fission nucléaire d’éléments radioactifs, pour la Terre.

Deux flux de chaleur affectent donc en permanence la Terre. L’un est externe et provient du Soleil, l’autre est interne et provient de la Terre. Le Soleil est responsable des mouvements atmosphériques et océaniques rencontrés sur notre planète. Le Soleil détermine pour beaucoup les phénomènes sédimentaires via le cycle de l’eau, les vents et les courants, mais également la répartition de la vie à la surface du globe (Programme de Seconde). L’énergie terrestre est responsable des déformations lithosphériques et des phénomènes magmatique et métamorphique (Programme de Terminale S) qui les accompagnent. Ainsi, les roches sédimentaires se forment en liaison avec le cycle externe de l’eau grâce à des échanges entre l’atmosphère, l’hydrosphère, la biosphère et la lithosphère. Les roches magmatiques (et métamorphiques) prennent naissance lors d’un cycle interne impliquant la lithosphère et l’asthénosphère. La lithosphère est le trait d’union entre ces deux cycles de la matière, externe et interne.


« C’est la Terre qui construit les montagnes et c’est le Soleil qui les détruit. »

j Une marge continentale est donc soit active et témoigne d’une zone de subduction, soit

passive ou stable, et présente les témoignages d’une zone, autrefois, en extension.

k Les basaltes (pillow-lavas puis complexes filoniens) et les gabbros (massifs et lités) forment la croûte océanique. La croûte océanique associée aux péridotites forment la lithosphère océanique. Le Moho constitue une limite chimique entre la croûte océanique (ou continentale) et les péridotites du manteau supérieur. La lithosphère océanique (ou continentale) rigide présente une limite thermique (isotherme 1300°C) et mécanique avec l’asthénosphère ductile.

l Une dorsale est une zone d’amincissement crustale, bombée, soumise à un régime d’extension (failles normales et séismicité), où sont injectés des magmas basaltiques.

m Le magmatisme basaltique est lié à la remontée d’une colonne chaude de matériel mantellique profond (diapir asthénosphèrique), des péridotites initiales constitutives de l’asthénosphère ductile, à l’aplomb du rift. Lors de cette ascension, la baisse de pression déclenche la fusion partielle. Ainsi, à partir des péridotites initiales, suite à la fusion partielle et en fonction de la vitesse de refroidissement, on obtient :

- des péridotites, résiduelles, à la base, - un liquide magmatique moins dense qui remonte dans la cheminée magmatique et

génère la croûte océanique composée de: § gabbros (structure grenue) sur des péridotites § basaltes en filons (structure microlithique) au-dessus des gabbros § basaltes en forme de coussin (pillow-lavas à structure microlithique) en

surface, au contact de l’eau de mer.

n C’est principalement la plongée de la plaque océanique par subduction qui permet l’écartement des deux demi-planchers océaniques et l’injection de magma dans la fissure (l’accrétion) et donc la divergence continue des plaques à l’image d’un double tapis roulant.

o La lithosphère océanique au fur et à mesure de son vieillissement s’épaissit, s’alourdit et se modifie par enfoncement de l’isotherme 1.300°C et nourrissage au dépens de l’asthénosphère, refroidissement de la croûte océanique, accumulation de sédiments d’origine marins et continentaux et altération par l’eau de mer par hydrothermalisme (serpentinisation) puis un métamorphisme plus poussé (passage de métagabbro à hornblende de faciès à amphibolites au métagabbro à actinote-chlorite de faciès schistes vert…). p Les marges passives actuelles correspondent donc aux deux bords autrefois jointifs de l’ancien rift continental. Lorsqu’une marge passive devient trop lourde elle cède sous le poids, s’enfonce sous le continent de densité plus faible et génère une marge active (zone de subduction).

Les marges stables ont archivé l’histoire de l’océanisation. La première étape de l’océanisation est le phénomène de rifting continental (bombement du à

une remontée asthénosphérique- fracturation – effondrement avec accumulation de sédiments – volcanisme).

DOSSIER 6 –Formation et divergence des plaques. Machinerie thermique de la Terre-


Puis suite à l’amincissement crustal, à partir d’une chambre magmatique et à la faveur de

fractures, des cheminées magmatiques permettent l’injection de magma d’origine basaltique et donc l’accrétion océanique d’où l’ouverture d’un océan.

q Parallèlement à la densité et la pression, la température augmente avec la profondeur. La

Terre libère donc de la chaleur dont l’origine est l’accrétion initiale et la désintégration d’isotopes radioactifs.

r La chaleur interne de la Terre se dissipe par conduction (transfert de chaleur sans déplacement de matière) mais surtout convection (circulation de matière chaude) du manteau inférieur. Les cellules de convection évacuent la chaleur vers la surface notamment au niveau des dorsales océaniques. Les points chauds grâce à l’ascension d’une colonne ascendante permettent également de déplacer de la matière chaude et de dissiper une très grande quantité de chaleur.

s La tectonique des plaques, et ses mouvements de convections de chaleur, n’est qu ’une conséquence de la recherche de l’équilibre thermique par le système Terre. La dissipation de chaleur interne est plus importante que la production de chaleur, la Terre se refroidit donc inexorablement.

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Formation et divergence des plaques, La machinerie ...svtbenges.free.fr/crsdesr/1S/02%20Tectonique%20des... · Ce volcanisme intraplaque se retrouve également au sein de plaque continentale