Fiche de révision : Processus de Fusion de la Lithosphère Océanique

📋 Plan du Cours

1. Formation de la lithosphère
2. Fusion péridotite
3. Géotherme dorsale
4. Hydratation roche
5. Métamorphisme roches
6. Densité lithosphère
7. Subduction lithosphère
8. Magmatisme de subduction

📖 1. Formation de la lithosphère

🔑 Notions clés & Définitions

• Formation de la lithosphère océanique : processus par lequel la lithosphère océanique se forme au niveau du rift de la dorsale, à partir de la fusion partielle du manteau supérieur (voir section 2).
• Composition chimique du gabbro et du basalte : ces deux roches magmatiques ont une composition chimique similaire, issue d’un magma résultant d’une fusion partielle de la péridotite vers 15%, ce qui indique leur origine commune (voir page 1).
• Fusion partielle de la péridotite : processus où une partie de la péridotite fond, généralement entre 10-15%, sous des conditions spécifiques de température et pression, produisant un magma basaltique ou gabbroïque (voir page 1).
• Montée convective rapide du manteau chaud : transfert de chaleur par convection sous la dorsale, entraînant une montée rapide du manteau chaud et peu dense, favorisant la fusion partielle (voir page 1).
• Influence de la température, pression et hydratation : ces paramètres contrôlent la fusion des roches ; une température élevée, une pression modérée et une hydratation favorisent la fusion partielle de la péridotite (voir page 1).

📝 Points essentiels

• La composition chimique du gabbro et du basalte étant similaire, ils proviennent d’un même magma issu d’une fusion partielle de la péridotite vers 15%, ce qui reflète leur origine commune (voir page 1).
• La fusion de la péridotite dépend de plusieurs paramètres : température, pression et hydratation. La température doit être élevée, la pression modérée, et l’hydratation favorise la fusion (voir page 1).
• Sous une dorsale, la montée rapide du manteau chaud, moins dense, est due à un transfert de chaleur par convection. La température du manteau en profondeur dépasse le solidus à environ 80 km, permettant une fusion partielle à 10-15% (voir page 1).
• La fusion partielle de la péridotite se produit lorsque le géotherme franchit le solidus à une profondeur d’environ 80 km, à une température d’environ 1500°C, ce qui entraîne la formation de magma basaltique ou gabbroïque (voir page 2).
• Lors de l’expansion océanique, la lithosphère refroidit peu à peu, ce qui peut provoquer une hydratation par infiltration d’eau de mer, favorisant la métamorphose des roches et la formation de sources hydrothermales (voir pages 2-3).

💡 À retenir

La formation de la lithosphère océanique résulte d’une fusion partielle de la péridotite sous une dorsale, favorisée par une montée convective rapide du manteau chaud, avec une composition chimique identique du gabbro et du basalte, à partir d’un magma issu d’une fusion partielle vers 10-15%.

📖 2. Fusion péridotite

🔑 Notions clés & Définitions

• Diagramme pression-température de fusion de la péridotite : Représentation graphique montrant les états de la péridotite en fonction de la pression et de la température, avec la ligne solidus (début de fusion) et liquidus (fusion complète) (source : données expérimentales en laboratoire).
• Conditions nécessaires à la fusion partielle de la péridotite (solidus, liquidus) : La fusion partielle se produit lorsque la température dépasse le solidus, mais reste en dessous du liquidus, permettant une coexistence de phases solides et liquides. La fusion partielle de la péridotite vers 80 km de profondeur à environ 1500°C correspond à ces conditions (source : diagramme de changements d’états).
• Rôle de la composition chimique et hétérogénéité minérale dans la fusion : La composition chimique et la diversité minérale de la péridotite influencent la température de fusion, car chaque minéral a une température de stabilité différente. La nature hétérogène de la péridotite entraîne une fusion partielle à des températures et pressions spécifiques.
• Fusion partielle de la péridotite vers 80 km de profondeur à environ 1500°C : Condition géophysique où la péridotite atteint le solidus, débutant la fusion partielle, à une profondeur critique sous la dorsale océanique.
• Différence de géotherme sous dorsale et sous plaine abyssale ou continent : Le géotherme sous dorsale dépasse le solidus à environ 80 km, favorisant la fusion partielle, alors que sous plaine abyssale ou continent, il ne franchit pas cette limite, empêchant la fusion partielle de la péridotite (source : diagramme de géotherme).

📝 Points essentiels

• La composition chimique de la gabbro et du basalte, issues d’un même magma, indique une origine commune provenant d’une fusion partielle de la péridotite vers 15%. La fusion dépend de paramètres comme la température, la pression, la composition chimique et l’hydratation, avec une température élevée favorisant la fusion (plus de 1500°C).
• La montée rapide du manteau chaud sous la dorsale, due à une convection, maintient la péridotite à une température suffisante pour atteindre le solidus à environ 80 km de profondeur. La ligne solidus sur le diagramme indique le début de fusion, tandis que la ligne liquidus marque la fusion complète. La fusion partielle commence lorsque le géotherme franchit le solidus à cette profondeur.
• Le géotherme sous dorsale dépasse le solidus à environ 80 km, provoquant une fusion partielle de 10-15%. En revanche, sous une plaine abyssale ou continentale, le géotherme ne franchit pas cette limite, empêchant la fusion partielle (source : diagramme pression-température).
• La composition hétérogène de la péridotite, avec ses minéraux aux températures de stabilité variées, explique la fusion partielle à des conditions précises de P et T. La fusion partielle vers 80 km à 1500°C est essentielle pour la génération de magma basaltique.
• La différence de géotherme entre dorsale et plaine abyssale ou continent explique la présence ou absence de fusion partielle, condition clé pour la formation de magma et la dynamique du manteau supérieur.

💡 À retenir

La fusion partielle de la péridotite, déclenchée à environ 80 km de profondeur à 1500°C sous la dorsale, résulte de la rencontre entre la géotherme, la composition chimique et l’hétérogénéité minérale, jouant un rôle central dans la génération de magma basaltique lors de l’expansion océanique.

📖 3. Géotherme dorsale

🔑 Notions clés & Définitions

• Géotherme sous dorsale : Courbe représentant la variation de température en fonction de la profondeur sous une dorsale océanique. Elle est tracée en reliant les températures mesurées à différentes profondeurs, généralement à partir de conditions de surface jusqu’à environ 80 km de profondeur, où la fusion partielle de la péridotite commence selon l’étude en laboratoire (source). Elle franchit le solidus à cette profondeur, indiquant le début de la fusion partielle.

• Géotherme abyssale : Courbe de température en fonction de la profondeur dans la croûte océanique ou en zone de plaine abyssale. Elle est caractérisée par des températures plus basses à une même profondeur comparée au géotherme sous dorsale, car elle ne dépasse pas le seuil de fusion partielle de la péridotite (source). Elle ne franchit pas le solidus à 80 km, évitant la fusion partielle.

• Différence entre géotherme sous dorsale et abyssale : Le géotherme sous dorsale est plus chaud, franchissant le solidus à environ 80 km de profondeur (1500°C), favorisant la fusion partielle de la péridotite (10-15%). En revanche, le géotherme abyssale reste en dessous de cette limite, empêchant toute fusion partielle. La différence réside principalement dans la température et la profondeur à laquelle la fusion partielle commence.

• Relation entre géotherme, profondeur et fusion partielle : La position du géotherme détermine si la péridotite atteint le solidus, déclenchant la fusion partielle. Sous une dorsale, la température augmente rapidement avec la profondeur, franchissant le seuil de fusion à environ 80 km. La fusion partielle à 10-15% se produit lorsque la température et la pression sont réunies, ce qui dépend directement de la forme du géotherme (source).

• Effet du géotherme sur la position de la LVZ (Low Velocity Zone) : La position de la LVZ, zone de faible vitesse sismique, est influencée par la température du manteau. Un géotherme plus chaud (sous dorsale) déplace la LVZ vers des profondeurs plus faibles, car la température y est plus élevée, favorisant la déformation ductile et la présence de matériaux partiellement fondu ou hydratés. À l’inverse, un géotherme plus froid (abyssal) déplace la LVZ plus profondément.

📝 Points essentiels

• La température sous dorsale dépasse le solidus à environ 80 km, entraînant une fusion partielle de la péridotite (10-15%) à environ 1500°C, favorisée par la montée rapide du manteau chaud par convection (source).
• Le géotherme sous dorsale est tracé en reliant les températures mesurées en profondeur, il franchit le solidus à cette profondeur critique, contrairement au géotherme abyssale qui reste en dessous.
• La différence de température entre ces deux géothermes explique la présence ou l’absence de fusion partielle dans la croûte océanique.
• La position de la LVZ est directement liée à la température du manteau : un géotherme chaud déplace la LVZ vers des profondeurs plus faibles, facilitant la déformation ductile et la présence de matériaux partiellement fondu.
• La fusion partielle de la péridotite, initiée par le franchissement du solidus, est essentielle à la formation de magma basaltique lors de l’activité de la dorsale.

💡 À retenir

Le géotherme sous dorsale, plus chaud, franchit le seuil de fusion à environ 80 km de profondeur, favorisant la fusion partielle de la péridotite, tandis que le géotherme abyssale reste en dessous, empêchant cette fusion. La température du géotherme influence directement la position de la LVZ dans le manteau.

📖 4. Hydratation roche

🔑 Notions clés & Définitions

• Hydratation des roches par infiltration d'eau de mer : Processus par lequel l’eau de mer pénètre dans la lithosphère fracturée, notamment lors de l’expansion océanique, modifiant la composition et la structure des roches (voir section 2).
• Hydratation des péridotites : Incorporation d’eau dans les minéraux des péridotites lors de leur infiltration par l’eau de mer, provoquant des modifications minéralogiques et structurales (voir section 2).
• Augmentation de volume et température de l’eau infiltrée : Lors de sa progression dans la lithosphère, l’eau absorbe de la chaleur et voit son volume augmenter, favorisant la formation de sources hydrothermales (fumeurs noirs) au rift (voir section 2).
• Formation de sources hydrothermales (fumeurs noirs) : Émanations de fluides chauds riches en minéraux, issus de l’eau infiltrée, qui se forment au niveau du rift de la dorsale océanique, souvent en formation de cheminées hydrothermales (voir section 2).
• Rôle des bactéries chimiosynthétiques et hyperthermophiles : Micro-organismes qui exploitent la chimiosynthèse à partir des minéraux dissous dans l’eau chaude des sources hydrothermales, constituant la première chaîne alimentaire dans ces environnements extrêmes (voir section 2).

📝 Points essentiels

• L’eau de mer pénètre dans la lithosphère fracturée lors de l’expansion océanique, notamment par fissures et failles, hydratant ainsi les péridotites, gabbros et basaltes (voir section 2).
• Lors de cette infiltration, l’eau s’approche des zones magmatiques sous la dorsale, où sa température augmente, ce qui favorise sa capacité à capter certains minéraux et à augmenter de volume, pouvant atteindre 400°C (voir section 2).
• La montée de l’eau chaude provoque la formation de sources hydrothermales, souvent en cheminées, riches en sels minéraux, et abritant une vie bactérienne chimiosynthétique et hyperthermophile, essentielles à la chaîne alimentaire locale (voir section 2).
• La déshydratation des métagabbros à chlorite lors de leur subduction libère de l’eau, qui remonte dans le manteau lithosphérique, favorisant la formation de magmas de subduction (voir section 2).
• La métamorphose des roches lors de l’hydratation, notamment la transformation de feldspaths et pyroxènes en hornblende puis chlorite, illustre l’impact de l’eau infiltrée sur la minéralogie des roches (voir section 2).

💡 À retenir

L’infiltration d’eau de mer dans la lithosphère fracturée lors de l’expansion océanique entraîne une hydratation profonde des roches, favorisant la formation de sources hydrothermales riches en minéraux et en micro-organismes extrêmophiles, tout en modifiant la composition minéralogique et la densité des roches.

📖 5. Métamorphisme roches

🔑 Notions clés & Définitions

• Transformation des gabbros en métagabbros (hornblende puis chlorite) : processus de métamorphisme où les gabbros, initialement riches en feldspaths et pyroxènes, évoluent sous conditions de pression et d'hydratation pour former des métagabbros contenant d'abord de l'hornblende, puis de la chlorite, selon la stabilité minérale (voir aussi "diagramme des minéraux cristallisés selon conditions P-T-hydratation").

• Stabilité des minéraux en fonction de température, pression et hydratation : chaque minéral cristallisé n'est stable que dans une plage spécifique de ces paramètres. Par exemple, le feldspath et le pyroxène deviennent instables à haute température et hydratation, se transformant en hornblende, puis en chlorite, selon leur diagramme de stabilité (voir aussi "exemple : Feldspath + Pyroxène + eau -> Hornblende").

• Métamorphisme à pression constante : modification des roches solides sous des conditions où la pression reste stable, mais la température et l'hydratation varient, entraînant la transformation minérale sans changement de volume global, comme lors de l'hydratation des gabbros en contexte de subduction.

📝 Points essentiels

• La transformation des gabbros en métagabbros se déroule en plusieurs étapes, passant d'abord par la formation d'hornblende, puis de chlorite, en fonction de la stabilité minérale sous conditions de température, pression et hydratation (voir "exemple : Feldspath + Pyroxène + eau -> Hornblende"). Ce processus est illustré par le diagramme des minéraux cristallisés, qui montre la stabilité relative de chaque minéral selon ces paramètres.

• Lors du métamorphisme, la stabilité minérale dépend fortement de l'environnement P-T-hydratation. La baisse de température et l'hydratation favorisent la formation d'hornblende, puis de chlorite, à partir de feldspaths et pyroxènes, dans un contexte de pression constante, typique du métamorphisme de la lithosphère océanique lors de sa subduction (voir "diagramme des minéraux cristallisés selon conditions P-T-hydratation").

• La densité des roches métamorphiques augmente lors du refroidissement et de la métamorphose, ce qui influence leur comportement en contexte de subduction, où la déshydratation des métagabbros à chlorite libère de l'eau, favorisant la formation de magmas de subduction (voir aussi "les métagabbros à chlorite vont s'enfoncer dans l'asthénosphère avec le reste de la lithosphère océanique").

💡 À retenir

Le métamorphisme des roches de la lithosphère océanique, notamment la transformation des gabbros en métagabbros, dépend de la stabilité minérale régie par la température, la pression et l'hydratation, et joue un rôle clé dans la dynamique de la subduction et la génération de magmas.

📖 6. Densité lithosphère

🔑 Notions clés & Définitions

• Augmentation de la densité de la lithosphère océanique en se refroidissant : La lithosphère océanique devient plus dense avec le refroidissement progressif, ce qui favorise sa subduction sous une autre plaque (voir section 3).
• Refroidissement par conduction lors de l'expansion océanique : La perte de chaleur de la lithosphère océanique se fait principalement par conduction, ce qui entraîne une baisse de température et une augmentation de densité (voir section 3).
• Position de la LVZ plus profonde dans lithosphère réchauffée : La zone de basse vitesse sismique (LVZ) est située plus profondément lorsque la lithosphère est réchauffée, car la température influence la vitesse des ondes sismiques (voir section 3).

📝 Points essentiels

• La lithosphère océanique, formée au niveau du rift de la dorsale, remonte rapidement plus chaude et moins dense, puis se refroidit lors de son éloignement du rift par conduction thermique (voir page 2).
• La composition chimique du gabbro et du basalte, issus du même magma, indique une origine commune de fusion partielle de la péridotite vers 15%, condition favorisée par la température, la pression et l’hydratation (voir page 1).
• Lors de l’expansion océanique, la lithosphère se refroidit peu à peu, ce qui augmente sa densité et peut conduire à sa subduction sous une lithosphère continentale ou océanique plus jeune (voir pages 2, 4, 6).
• La position de la LVZ dépend de la température : plus la lithosphère est chaude, plus la LVZ est profonde, ce qui reflète la variation thermique et la densité de la lithosphère (voir page 3).

💡 À retenir

La lithosphère océanique, en se refroidissant par conduction lors de son éloignement du rift, devient plus dense, ce qui peut entraîner sa subduction sous une plaque plus jeune ou moins dense, influençant ainsi la dynamique des plaques tectoniques.

📖 7. Subduction lithosphère

🔑 Notions clés & Définitions

• Mécanismes moteurs de la subduction : processus par lesquels une plaque lithosphérique océanique plus dense s’enfonce sous une autre plaque, principalement dû à la densité accrue de la lithosphère refroidie et à la convergence des plaques (voir section 2).
• Identification des zones de subduction par volcanisme explosif : présence de volcans à magma riche en silice, visqueux, provoquant des éruptions explosives, caractéristiques des zones de subduction (voir section 8).
• Plan de Wadati-Benioff : plan de séismes puissants et profonds, situé dans la roche subduite, témoignant du frottement entre la plaque plongeante et la plaque supérieure (voir section 2).
• Observation sismique de la lithosphère plongeante plus froide : détection par sismologie d’une lithosphère océanique plus froide et plus dense qui s’enfonce dans le manteau chaud, avec ralentissement des ondes sismiques dans la zone de subduction (voir section 2).
• Formation de fosse océanique et cordillère en cas de subduction sous lithosphère continentale : création d’une fosse océanique à la limite des plaques et d’une chaîne de montagnes (cordillère) résultant de la collision et de la compression lors de la subduction (voir section 2).

📝 Points essentiels

• La subduction est initiée par la densité accrue de la lithosphère océanique refroidie, qui devient plus lourde et s’enfonce sous une autre plaque, surtout lorsque la convergence est favorisée par le mouvement des plaques (voir section 2).
• La déshydratation des métagabbros à chlorite lors de la subduction libère de l’eau, ce qui favorise la formation de magmas riches en silice, responsables du volcanisme explosif caractéristique des zones de subduction (voir section 8).
• Le plan de Wadati-Benioff, correspondant à un plan de séismes profonds, marque la zone de frottement entre la plaque plongeante et la plaque supérieure, témoignant du processus de subduction (voir section 2).
• La lithosphère océanique plonge plus froide et plus dense est détectée par observation sismique, notamment par le ralentissement des ondes sismiques, indiquant sa plongée dans le manteau chaud (voir section 2).
• Lors de la subduction sous lithosphère continentale, une fosse océanique se forme, accompagnée de la montée de la cordillère, résultant de la compression et de la déformation de la croûte (voir section 2).

💡 À retenir

La subduction est un processus dynamique où la densité accrue de la lithosphère froide et la convergence des plaques entraînent son enfoncement, provoquant un volcanisme explosif, des séismes profonds et la formation de fosses océanique et de chaînes de montagnes.

📖 8. Magmatisme de subduction

🔑 Notions clés & Définitions

• Métamorphisme spécifique lors de la subduction : transformation minéralogique des métagabbros à chlorite en métagabbro à glaucophane, puis en éclogite, sous l’effet de la pression, de la température et de la déshydratation (voir critique).
• Déshydratation des métagabbros à chlorite : processus par lequel l’eau contenue dans la chlorite est libérée lors de l’enfoncement en profondeur, favorisant la formation de métagabbro à glaucophane et d’éclogite (voir critique).
• Transformation en éclogite : étape ultime du métamorphisme, où la roche contient des minéraux riches en oxyde comme le grenat et la jadéite, indiquant des conditions de haute pression (voir critique).
• Libération d’eau par déshydratation : phénomène où l’eau contenue dans les minéraux hydratés des métagabbros est expulsée lors de leur enfouissement en profondeur, hydratant les péridotites de l’asthénosphère (voir critique).
• Origine du magmatisme de subduction : lié à l’eau libérée lors de la déshydratation des métagabbros, qui favorise la fusion partielle du manteau supérieur et la génération de magma (voir critique).
• Caractéristiques du magmatisme de subduction : magma visqueux, riche en silice, responsable du volcanisme explosif, participant à la régénération de la croûte continentale (voir critique).

📝 Points essentiels

Le métamorphisme lors de la subduction implique une série de transformations minéralogiques progressives dues à l’augmentation de pression et de température. Les métagabbros à chlorite, présents en début de subduction, subissent une déshydratation qui libère de l’eau, essentielle pour le magmatisme de subduction. Sous l’effet de cette déshydratation, ils se transforment d’abord en métagabbros à glaucophane, caractérisés par la présence de minéraux riches en sodium et en silice, puis en éclogite, contenant des minéraux comme le grenat et la jadéite, témoins de conditions extrêmes de pression. La libération d’eau lors de ces transformations hydrate le manteau de l’asthénosphère, favorisant la fusion partielle et la génération de magmas riches en silice. Ce magma, plus visqueux et explosif, est à l’origine du volcanisme de subduction, qui joue un rôle clé dans la régénération de la croûte continentale. La compréhension de ces processus repose notamment sur l’étude des conditions P-T (pression-température) et des diagrammes de changements d’états (voir critique).

💡 À retenir

Le magmatisme de subduction résulte de la déshydratation des métagabbros à chlorite, libérant de l’eau qui favorise la fusion partielle du manteau, produisant un magma visqueux, riche en silice, responsable du volcanisme explosif et de la régénération de la croûte continentale.

📊 Tableaux de Synthèse

⚠️ Pièges & Confusions Fréquentes

1. Confondre la composition chimique du gabbro et du basalte, qui sont issues d’un même magma, avec des compositions différentes.
2. Croire que la fusion partielle de la péridotite se produit à toutes les profondeurs uniformément.
3. Confondre le solidus et le liquidus : le solidus marque le début de fusion, le liquidus la fusion complète.
4. Négliger l’impact de l’hydratation sur la fusion partielle.
5. Confondre géotherme sous dorsale (chaud) et abyssale (froid), ou penser qu’ils ont la même influence sur la fusion.
6. Confondre la profondeur de fusion (80 km) avec d’autres profondeurs sans lien.
7. Ignorer le rôle de la convection dans la montée du manteau chaud et la fusion.

✅ Checklist Examen

1. Connaître la définition de la formation de la lithosphère océanique selon Perroux.
2. Expliquer le processus de fusion partielle de la péridotite et ses conditions (solidus, liquidus).
3. Identifier la composition chimique du gabbro et du basalte, et leur origine commune.
4. Décrire le rôle de la convection dans la montée du manteau chaud sous la dorsale.
5. Maîtriser le diagramme pression-température de la fusion de la péridotite.
6. Comprendre la différence entre géotherme sous dorsale et géotherme abyssale.
7. Savoir à quelle profondeur et température la fusion partielle de la péridotite commence.
8. Identifier les paramètres contrôlant la fusion partielle (température, pression, hydratation).
9. Connaître la composition chimique des roches magmatiques issues de la fusion partielle.
10. Expliquer comment la fusion de la péridotite contribue à la formation du magma basaltique.
11. Maîtriser la notion de fusion partielle à 80 km de profondeur sous la dorsale.
12. Savoir que la fusion partielle favorise la formation de magma lors de l’expansion océanique.