a- Modalités de la fusion partielle.
La fusion d’une roche est déterminée par deux facteurs : la pression et la température.
Le géotherme correspond au trajet suivi par les roches terrestres dans un diagramme pression température. Le solidus correspond à la courbe de début de fusion partielle dans le diagramme pression / température. Le liquidus correspond à la courbe de fusion totale, mais ce liquidus n’est jamais atteint dans les conditions naturelles.
Diagramme pression / température
Dans les conditions « normales », le géotherme ne croise pas le solidus : les roches restent à l’état solide.
Cependant, à l’aplomb de dorsales, la convection mantélique provoque une remontée de matériaux asthénosphériques. Les roches qui remontent ainsi subissent une décompression, et se refroidissent très peu à cause de l’inertie thermique. Ceci entraine donc le franchissement du solidus, donc une fusion partielle des péridotites.
Cette remontée de roches chaudes crée des anomalies thermiques positives qui sont observables par la technique de la tomographie sismique. Il s’agit d’une technique qui repose sur l’analyse de la vitesse des ondes sismiques en profondeur.
Le magma ainsi créé par fusion partielle va s’extraire de la roche mère et migrer vers la surface. Il va s’accumuler à la base de la croute océanique dans un réservoir, appelé chambre magmatique. Au sommet de la chambre magmatique, le magma fracture les roches rigides de la croute et continue son ascension dans des filons, jusqu’à ce qu’il refroidisse et se transforme en roche : on crée alors de la croute océanique nouvelle.
Les études en submersible permettent de voir au niveau des dorsales des roches sombres : les basaltes. En surface, ceux-ci présentent une géométrie particulière dite en coussins : les pillow-lavas.
Au niveau des failles transformantes, la structure du plancher océanique est visible. On observe de haut en bas :
-Des basaltes en coussins
-De nombreux filons de basaltes, orientés verticalement
-Des gabbros
-De la péridotite.
Vue en coupe de la croute océanique
Les basaltes en coussins sont la conséquence d’un magma basaltique qui sort au niveau des dorsales et qui est directement en contact avec l’eau de mer (d’où le phénomène de trempe).
Le complexe de filons de basaltes correspond à l’acheminement du magma basaltique vers la surface.
Les gabbros sont issus du même magma que les basaltes, ils diffèrent de ces derniers par leur texture car dans ce cas le magma a refroidi lentement en profondeur.
Toutes les roches magmatiques de la croute océanique ont à peu près la même chimie. Lors de la fusion partielle en profondeur des péridotites, certains éléments chimiques se retrouvent préférentiellement dans le magma : les concentrations en ces éléments seront donc supérieures dans le magma que dans la roche mère. Le magma aura donc une composition chimique différente de celle des péridotites. Ceci permet d’expliquer pourquoi la chimie des roches de la croute est différente de celle des roches du manteau.
Schéma d'une dorsaale océanique
Il existe deux types de dorsales océaniques : les dorsales lentes (ex : Atlantique) et les dorsales rapides (ex : Pacifique).
Chez les dorsales lentes :
-La vitesse d’expansion océanique est plus lente (ex : 2 cm/an dans l’océan Atlantique).
-Il y a présence d’escarpements de failles et d’une vallée centrale (le rift).
-Le manteau peut affleurer au niveau de l’axe.
Chez les dorsales rapides :
-La vitesse d’expansion océanique est plus rapide (ex : 8 à 10 cm/an dans l’océan Pacifique).
-La topographie est moins accidentée et il n’y a pas de vallée centrale.
Comparaison d'une dorsale rapide et d'une dorsale lente
