Élargissement des océans résultant de l'accrétion de la croûte océanique par mise en place de matériaux mantelliques (en provenance du manteau) dans l'axe des dorsales. L'expansion annuelle des fonds océaniques, ou accrétion, est de l'ordre du centimètre (dorsale lente) ou du décimètre (dorsale rapide).
Alors que les plaques divergent, au niveau de ces crêtes océaniques, le magma monte et prend la place du manteau lithosphérique et de la croûte précédente, emportés par la divergence. La dorsale océanique produit du basalte qui peut s'agréger de chaque côté, constituant un nouveau plancher océanique.
La lithosphère océanique prend naissance au niveau des dorsales, s'épaissit par vieillissement en s'éloignant de celles-ci avant de se consumer dans les zones de subduction. C'est ce cycle, répété depuis au moins le Protérozoïque, que nous allons maintenant suivre.
Une remontée localisée du manteau asthénosphérique
En cristallisant à différentes profondeurs, ce magma va produire une nouvelle croûte, dont la composition est très différente de celle de la croûte continentale. Il s'agit de la croûte océanique.
Les reliefs de la dorsale sont formés par isostasie, conséquence de la remontée du magma et de la hausse de la température. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, devient plus dense et son contact avec l'océan plus profond. Une dorsale est le lieu d'un magmatisme fréquent.
Les dorsales jalonnent les zones de divergence le long desquelles deux plaques lithosphériques s'écartent en s'accroissant, marquant ainsi la frontière d'expansion du plancher océanique. La présence de failles normales et l'existence de séismes attestent de la tectonique divergente de la région.
La lithosphère océanique s'hydrate, se métamorphise et se densifie en s'éloignant de la dorsale. Le refroidissement rend la croûte cassante qui se fracture en surface. L'eau s'infiltre et se retrouve au contact des roches. Les roches vont alors se transformer sous l'effet de réactions métamorphiques.
Le plancher océanique est l'ensemble des fonds immergés des mers de notre planète... Le plancher océanique, ou lithosphère océanique en termes de géologie, est l'ensemble des fonds immergés des mers de notre planète. Les scientifiques ont remarqué depuis quelque temps déjà que ce plancher était en train de s'affaisser.
Ces nouveaux constats confirment la théorie de l'expansion océanique. Le plancher basaltique se forme en continu au niveau de la dorsale puis est repoussé de part et d'autre. Il est alors progressivement recouvert de sédiments. La série au contact du plancher est à peine plus récente que le basalte qu'elle recouvre.
La croûte océanique (en noir sur le schéma) est mince (7 km en moyenne). Elle est constituée principalement de basaltes et de gabbros (du basalte cristallisé). Cette croûte est relativement jeune puisque créée par la tectonique des plaques actuelle. Sa densité est de 3 environ.
Nous trouvons donc à la base de la croûte des océans (partie basse du dessin) ces gabbros très zen, dont la composition chimique est celle du basalte mais à l'apparence beaucoup plus élaborée et ordonnée.
Les dorsales se situent en moyenne à 2.500 m de profondeur. Plusieurs de leurs sommets dépassent de plus de 2.000 m du plancher océanique, au point de parfois percer la surface de l'eau et de former ainsi une île (cas de l'Islande et des Açores).
La lithosphère est essentiellement composée de granites et de basaltes, c'est-à-dire de roches grenues et microlitiques. L'analyse des roches lithosphériques qui nous parviennent montre qu'il faut distinguer la croûte continentale et la croûte océanique.
La lithosphère océanique est le type de lithosphère qui se trouve en dessous des parties profondes des océans. L'autre type de lithosphère est la lithosphère continentale. Une plaque tectonique peut contenir à la fois la lithosphère continentale et océanique. Elle peut former un rift.
Alors qu'une croûte continentale est en moyenne épaisse de 30 km, au niveau de la transition continentale océanique, elle peut avoir une épaisseur inférieure à 10 km. Cette situation de marge passive continentale est donc la marque d'une ouverture océanique.
Si la composition de la CC présente une certaine hétérogénéité visible en surface (roches magmatiques, sédimentaires et métamorphiques), une étude en profondeur révèle que les granites en sont les roches les plus représentatives.
En Provence, il existe des basaltes du même âge dans le massif des Maures ainsi qu'une importante coulée rhyolitique dans l'Estérel. Dans les Alpes, près de Briançon, des fragments d'une ancienne croûte océanique constituent les massifs du Chenaillet et du Haut-Queyras situés à 2500-3000 mètres d'altitude.
La seule différence est la présence, dans le basalte, de cristaux d'olivine. Malgré cette petite différence de composition minéralogique, les deux roches volcaniques ont la même structure, dite microlitique (structure faite de cristaux, de microlites et de verre).
L'étude de la topographie des fonds océaniques révèle une morphologie particulière du fond des océans. Tous les océans sont caractérisés par l'existence d'une véritable « chaîne de montagne » sous-marine, les dorsales, occupant à peu près le tiers des fonds océaniques.
Ce sont de vastes étendues plates situées à environ 5000 m de profondeur et appelées encore plaines abyssales. La sédimentation y est faible par rapport à celle des marges. Le fond est constitué de croûte océanique. Des reliefs, d'origine volcanique, accidentent les plaines abyssales.
La lithosphère océanique en subduction va s'enfoncer dans le manteau et subir une augmentation de pression importante. Les basaltes et gabbros de la croûte océanique de cette lithosphère vont alors subir un métamorphisme, c'est-à-dire que leurs minéraux vont se transformer sous l'effet des changements de pression.
La croûte continentale est constituée par du basalte, la croûte océanique par du granite. La lithosphère disparaît au niveau des dorsales océaniques. On observe du volcanisme explosif dans les zone de subduction. Le mouvement des plaques est assuré par l'energie interne du globe.
Dans les zones de subduction, la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à celle de l'asthénosphère, ce qui provoque son plongement. Ce plongement exerce une force de traction sur toute la plaque : cette force est le principal moteur de la subduction.
Les mouvements de divergence : écartement des plaques lithosphériques. Ces mouvements de divergence s'observent au niveau des dorsales médio-océaniques. À leur niveau, du plancher océanique se forme (accrétion océanique) et les plaques s'écartent. Il y a ouverture des océans qui s'agrandissent.
Les dorsales sont les limites entre deux plaques qui s'écartent au milieu de l'océan. C'est là que les fonds marins se régénèrent en permanence. À cause des courants de convection du manteau, deux plaques s'écartent l'une de l'autre, à la vitesse de quelques centimètres par an. Le magma parvient ainsi à la surface.