La tectonique des dorsales

Une dorsale naît d'une déchirure de la croûte continentale qui sépare deux plaques, lesquelles commencent à s'écarter de quelques millimètres par an. Un rift est donc d'abord continental : un fossé (graben) de 30 à 100 km de large est bordé par des épaulements dont les flancs s'abaissent vers l'extérieur du rift (Limagne, Alsace). Par le jeu de grandes failles pentées vers le centre du fossé, des décrochements découpent les terrains en blocs étagés qui s'effondrent : ce sont desfailles dites normales, générées par les mouvements d'extension du fossé. La croûte est étirée et des ruptures surviennent, à l'origine d'une activité sismique faible mais constante. Lorsque l'extension persiste, la rupture de la croûte continentale marque le début de l'ouverture océanique, ou expansion. Des laves basaltiques s'épanchent dans le rift, une nouvelle lithosphère océanique se met en place. Le fossé est alors envahi par la mer, formant un océan étroit de type mer Rouge. La poursuite de l'expansion océanique entraîne l'écartement des deux bords du graben et la formation d'un océan large, de type Atlantique. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, s'hydrate et s'épaissit.

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Le magmatisme des dorsales

On estime à 20 km3 par an le volume des roches volcaniques (consolidées en surface) et plutoniques (consolidées en profondeur) produites au niveau des dorsales. Les campagnes sismiques ont mis en évidence des zones à vitesse réduite (ondes P) prouvant l'existence de manteau chaud (donc moins dense) sous l'axe des dorsales. Cette zone correspond au réservoir magmatique et contient de 2 à 20% de liquide. A ce niveau, il y a remontée rapide des péridotites du manteau vers la surface. La décompression qui s'ensuit entraîne une fusion partielle (de 10 à 20%) du matériel et l'apparition de liquides magmatiques entre 100 et 60 km de profondeur. C'est un véritable processus d'extraction, qui « trie » les éléments chimiques en laissant un manteau résiduel dont la composition dépend du taux de fusion : les magmas ont donc une composition différente de la péridotite mantellique. Dans la chambre magmatique, des mouvements de convection amènent des roches en cours de cristallisation au toit de la chambre, refroidi par des circulations hydrothermales : c'est là que cristalliseraient alors des roches grenues de type gabbro.

Les marges passives

Ce sont les marges continentales stables formant le talus continental à la limite entre les croûtes continentale et océanique. Découpées en profondeur par de grandes failles normales, elles résultent de la déchirure d'un continent et de l'apparition de lithosphère océanique (marges de l'Atlantique, par exemple). Elles ont subi un amincissement de la lithosphère et un enfoncement du bord continental. Certaines marges, à proximité des grands fleuves (Amazone, Mississippi, Niger) présentent une épaisse couverture sédimentaire : ce sont les marges grasses, par opposition aux marges maigres qui bordent l'Europe (Norvège, Manche, Gascogne). Les sédiments des marges correspondent à trois stades de sédimentation : antérieur à la déchirure continentale (pré-rift), contemporain de l'amincissement lithosphérique et du jeu des failles normales (syn-rift) et contemporain de l'accrétion océanique (post-rift). Les séries post-rift recouvrent l'ensemble des structures.

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Olivier

Professeur en lycée et classe prépa, je vous livre ici quelques conseils utiles à travers mes cours !