Introduction à l’océanographie

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Introduction à l’océanographie

Les frontières divergentes sont des frontières d’étalement, où une nouvelle croûte océanique est créée pour remplir l’espace lorsque les plaques s’écartent. La plupart des frontières divergentes sont situées le long des dorsales océaniques médianes (bien que certaines soient sur la terre ferme). Le système de dorsales médio-océaniques est une gigantesque chaîne de montagnes sous-marines, et constitue la plus grande caractéristique géologique de la Terre ; avec 65 000 km de long et environ 1 000 km de large, il couvre 23 % de la surface de la Terre (figure 4.5.1). Comme la nouvelle croûte formée à la limite des plaques est plus chaude que la croûte environnante, sa densité est plus faible et elle repose plus haut sur le manteau, créant ainsi la chaîne de montagnes. Au milieu de la dorsale médio-océanique se trouve une vallée de rift de 25 à 50 km de large et de 1 km de profondeur. Bien que les dorsales océaniques semblent être des éléments courbes à la surface de la Terre, elles sont en fait composées d’une série de segments rectilignes, décalés à intervalles réguliers par des failles perpendiculaires à la dorsale, appelées failles transformantes. Ces failles transformantes font ressembler le système de dorsales médio-océaniques à une fermeture éclair géante sur le plancher océanique (figure 4.5.2). Comme nous le verrons à la section 4.7, les mouvements le long des failles transformantes entre deux segments de dorsale adjacents sont responsables de nombreux séismes.

Le matériau crustal créé à une limite d’étalement est toujours de nature océanique ; en d’autres termes, il s’agit d’une roche ignée (par exemple, du basalte ou du gabbro, riche en minéraux ferromagnésiens), se formant à partir d’un magma issu de la fusion partielle du manteau causée par la décompression lorsque la roche mantellique chaude des profondeurs est déplacée vers la surface (figure 4.5.3). La zone triangulaire de fusion partielle près de la crête de la dorsale a une épaisseur d’environ 60 km et la proportion de magma est d’environ 10 % du volume de la roche, produisant ainsi une croûte d’environ 6 km d’épaisseur. Ce magma suinte sur le fond marin pour former des basaltes en coussin, des brèches (roche basaltique fragmentée) et des coulées, intercalées dans certains cas avec du calcaire ou du chert. Au fil du temps, la roche ignée de la croûte océanique se recouvre de couches de sédiments, qui deviennent finalement des roches sédimentaires.

On suppose que l’étalement commence à l’intérieur d’une zone continentale avec un soulèvement ou un bombage de la croûte lié à un panache mantellique sous-jacent ou à une série de panaches mantelliques. La flottabilité du matériau du panache mantellique crée un dôme au sein de la croûte, entraînant sa fracture. Lorsqu’une série de panaches mantelliques existe sous un grand continent, les rifts qui en résultent peuvent s’aligner et conduire à la formation d’une vallée de rift (comme l’actuelle vallée du Grand Rift en Afrique orientale). Il est suggéré que ce type de vallée se transforme finalement en une mer linéaire (comme l’actuelle mer Rouge), et finalement en un océan (comme l’Atlantique). Il est probable que pas moins de 20 panaches mantelliques, dont beaucoup existent encore, ont été responsables de l’initiation du rifting de la Pangée le long de ce qui est aujourd’hui la dorsale médio-atlantique.

Il existe de multiples lignes de preuves démontrant que la nouvelle croûte océanique se forme dans ces centres d’étalement du plancher océanique :

1. Âge de la croûte :

La comparaison des âges de la croûte océanique près d’une dorsale médio-océanique montre que la croûte est la plus jeune juste au centre d’étalement, et devient progressivement plus vieille à mesure que l’on s’éloigne de la limite divergente dans les deux directions, vieillissant d’environ 1 million d’années pour chaque 20-40 km de la dorsale. De plus, le schéma de l’âge de la croûte est assez symétrique de part et d’autre de la dorsale (figure 4.5.4).

La croûte océanique la plus ancienne se situe autour de 280 Ma en Méditerranée orientale, et les parties les plus anciennes de l’océan ouvert se situent autour de 180 Ma de part et d’autre de l’Atlantique nord. Il peut être surprenant, si l’on considère que certaines parties de la croûte continentale sont âgées de près de 4 000 Ma, que le plus ancien plancher océanique soit inférieur à 300 Ma. Bien sûr, la raison en est que tous les fonds marins plus anciens ont été soit subductés (voir section 4.6), soit poussés vers le haut pour faire partie de la croûte continentale. Comme on pouvait s’y attendre, la croûte océanique est très jeune près des dorsales d’expansion (figure 4.5.4), et il existe des différences évidentes dans le taux d’expansion des fonds marins le long des différentes dorsales. Les dorsales du Pacifique et du sud-est de l’océan Indien présentent de larges bandes d’âge, indiquant un étalement rapide (approchant 10 cm/an de chaque côté dans certaines zones), tandis que celles de l’Atlantique et de l’ouest de l’océan Indien s’étalent beaucoup plus lentement (moins de 2 cm/an de chaque côté dans certaines zones).

2. Épaisseur des sédiments :

Avec le développement du sondage sismique réflexion (similaire au sondage par écho décrit dans la section 1.4), il est devenu possible de voir à travers les sédiments du fond marin et de cartographier la topographie du substratum et l’épaisseur de la croûte. Il a donc été possible de cartographier l’épaisseur des sédiments, et l’on a rapidement découvert que si les sédiments pouvaient atteindre plusieurs milliers de mètres d’épaisseur près des continents, ils étaient relativement minces – voire inexistants – dans les zones de dorsale océanique (figure 4.5.5). Ce constat est logique lorsqu’on le combine aux données sur l’âge de la croûte océanique : plus on s’éloigne du centre d’étalement, plus la croûte est ancienne, plus elle a eu de temps pour accumuler des sédiments, et plus la couche de sédiments est épaisse. De plus, les couches inférieures de sédiments sont plus anciennes à mesure que l’on s’éloigne de la dorsale, ce qui indique qu’elles ont été déposées sur la croûte il y a longtemps, lorsque celle-ci s’est formée au niveau de la dorsale.

3. Flux thermique:

Les mesures des taux de flux thermique à travers le plancher océanique ont révélé que les taux sont plus élevés que la moyenne (environ 8x plus élevés) le long des dorsales, et plus bas que la moyenne dans les zones de tranchées (environ 1/20ème de la moyenne). Les zones de flux thermique élevé sont corrélées à la convection ascendante du matériau chaud du manteau lors de la formation de la nouvelle croûte, et les zones de flux thermique faible sont corrélées à la convection descendante au niveau des zones de subduction.

4. Inversions magnétiques :

Dans la section 4.2, nous avons vu que les roches pouvaient conserver les informations magnétiques qu’elles avaient acquises lors de leur formation. Cependant, le champ magnétique terrestre n’est pas stable au cours des temps géologiques. Pour des raisons qui ne sont pas complètement comprises, le champ magnétique décroît périodiquement et se rétablit ensuite. Lorsqu’il se rétablit, il peut être orienté comme il l’était avant la décroissance, ou être orienté avec une polarité inversée. Pendant les périodes de polarité inversée, une boussole indique le sud au lieu du nord. Au cours des 250 derniers millénaires, il y a eu quelques centaines d’inversions du champ magnétique, et leur chronologie a été tout sauf régulière. Les plus courtes que les géologues ont pu définir n’ont duré que quelques milliers d’années, et la plus longue a duré plus de 30 millions d’années, pendant le Crétacé (figure 4.5.6). L’événement « normal » actuel a persisté pendant environ 780 000 ans.

A partir des années 1950, les scientifiques ont commencé à utiliser les relevés des magnétomètres lorsqu’ils étudiaient la topographie des fonds océaniques. Le premier ensemble complet de données magnétiques a été compilé en 1958 pour une zone située au large des côtes de la Colombie-Britannique et de l’État de Washington. Cette étude a révélé un mystérieux motif de bandes alternées de faible et de forte intensité magnétique dans les roches du fond marin (figure 4.5.7). Des études ultérieures menées ailleurs dans l’océan ont également observé ces anomalies magnétiques et, surtout, le fait que les motifs magnétiques sont symétriques par rapport aux dorsales océaniques. Dans les années 1960, dans ce qui allait devenir l’hypothèse Vine-Matthews-Morley (VMM), il a été proposé que les motifs associés aux dorsales étaient liés aux inversions magnétiques, et que la croûte océanique créée à partir du refroidissement du basalte lors d’un événement normal aurait une polarité alignée avec le champ magnétique actuel, et produirait donc une anomalie positive (une bande noire sur la carte magnétique du plancher océanique), tandis que la croûte océanique créée lors d’un événement inversé aurait une polarité opposée au champ actuel et produirait donc une anomalie magnétique négative (une bande blanche). La largeur des anomalies varie en fonction des taux d’étalement caractéristiques des différentes dorsales. Ce processus est illustré à la figure 4.5.8. Une nouvelle croûte se forme (panneau a) et adopte la polarité magnétique normale existante. Au fil du temps, alors que les plaques continuent de diverger, la polarité magnétique s’inverse et la nouvelle croûte formée sur la dorsale adopte désormais la polarité inversée (bandes blanches sur la figure 4.5.8). Dans le panneau b, les pôles sont redevenus normaux, de sorte que la nouvelle croûte présente à nouveau une polarité normale avant de s’éloigner de la dorsale. Finalement, cela crée une série de bandes d’inversions parallèles et alternées, symétriques autour du centre d’étalement (panneau c).

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