Rappels de géologie (3/3) : Dorsales et marges passives

Tale S, SVT, 2007-2008
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Rappels de géologie (3/3) : Dorsales et marges passives
Les dorsales : zones de divergence
Les dorsales océaniques sont le siège d’importantes remontées de chaleurs, en relation avec les cellules de convection
mantelliques. En temps normal, les températures dans la croûte et le manteau sont insuffisantes pour qu’il y ait une
fusion des roches. Sous les dorsales, la chaleur augmente plus rapidement (du fait des remontées de chaleur) : Une
partie des péridotites mantelliques peut fondre (on parle de fusion partielle). Le reste de péridotite non fondu forme la
base de la croûte océanique (= « péridotites appauvries »).
Le magma obtenu remonte jusqu’à une chambre magmatique située quelques kilomètres sous la dorsale. Ce magma
refroidit alors lentement, solidifiant pour former les gabbros de la croûte océanique. Le magma qui s’échappe solidifie
rapidement, formant les basaltes de la croûte.
Dans un diagramme pression –
température, on peut placer trois
domaines :
Un domaine (A) où toute la roche est
solide, un domaine (C) où toute la
roche est fondue, et un domaine (B) où
la roche est partiellement fondue.
Le solidus marque les points où la
roche commence à fondre (quand on
augmente la température).
Le liquidus marque les points où la
roche finit de fondre (quand on
augmente la température).
La courbe pleine représente le
géotherme (température en fonction de
la profondeur) normal. La courbe
pointillée représente le géotherme sous
les dorsales océaniques : ce géotherme
franchit le solidus, ce qui explique la
fusion
partielle
des
péridotites
(remarque : le liquidus n’est pas
franchi, donc la fusion n’est pas totale).
Les marges passives
Les marges continentales sont la transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique). On distingue
des marges actives (cf. cours de Terminale) et les marges passives.
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Les marges passives sont caractérisées par l’absence de séismes, et un amincissement progressif de la croûte
continentale, pour passer de 30 Km (épaisseur de la croûte continentale) à 7 Km (épaisseur de la croûte océanique).
L’amincissement de la croûte continentale se réalise par une « dislocation » de la croûte, en une série de blocs basculés
(le basculement des blocs permet l’amincissement).
Les blocs basculés présentent trois types de sédiments, qui témoignent de leur histoire.
- Les sédiments pré-rift se sont déposés avant le basculement du bloc.
- Les sédiments syn-rift se sont déposés pendant le basculement.
- Les sédiments post-rifts se sont déposés après le basculement, une fois le bloc basculé.
Les blocs basculés sont ainsi la trace du fossé d’effondrement (rift) qui a conduit à l’ouverture de la croûte continentale.
Différentes étapes d’un rifting, depuis le début de la fracturation au stade d’un océan en extension :