Tale S, SVT, 2007-2008 1/2 P503 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. Tale S, SVT, 2007-2008 2/2 P503 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 :