Divergence

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  • Publié le : 13 juin 2011
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CHAP 4 DIVERGENCE ET PHENOMENES LIES

1. La morphologie des dorsales et tectonique en extension
La cartographie sous-marine a révélé l'existence de chaînes de montagnes sous-marines: les dorsales océaniques. De part et d'autre de ces chaînes de montagnes se trouvent les plaines abyssales. De nombreuses failles transformantes tronçonnent la dorsale (cf chapitre 1). Ces dorsales correspondent àdes zones soumises à des contraintes de divergence (zone en extension). Ces zones sont caractérisées par les marqueurs de limite de plaque vus au chapitre 1.
2. Le magmatisme associé aux dorsales océaniques
1. Origine des roches magmatiques observées au niveau des dorsales
La remontée de l'asthénosphère et la chute de pression résultant de l'extension sont à l'origine de la fusion partiellede la péridotite asthénosphérique. Cette fusion partielle se fait sans apport de chaleur, c'est une décompression adiabatique. Le magma issu de cette fusion partielle est de composition basaltique (chargé en Ca et appauvri en Mg par rapport à la péridotite mère ou péridotite initiale). Certains minéraux étant réfractaires à la fusion (comme le Mg) permettent au magma d'avoir une compositiondifférente de la roche mère. La roche résiduelle (roche mère- magma) restera sous le plancher océanique et fera partie de la lithosphère océanique.

2. mise en place des roches de la croûte océanique
Le magma formé à partir de la fusion partielle de la péridotite asthénosphérique, remonte sous forme de diapirs et s'accumule dans des chambres magmatiques situées sous l'axe de la dorsale. Selon lavitesse de fonctionnement de la dorsale, le magma remonte à la surface et va, par cristallisation, permettre la mise en place de la croûte océanique. Un refroidissement rapide donnera une roche à structure microlithique, le basalte. Un refroidissement lent donnera une roche à structure grenue, le gabbro. On obtiendra alors la succession de roches suivante (de la surface vers la profondeur):
•des basalte en coussin (cf la description des coussins faite en classe)
• des grabbros traversés par de nombreux filons basaltiques.
• Des péridotites appauvries correspondant à l'ensemble des matériaux réfractaires à la fusion partielle.
Dès qu'une succession de roches comme celle-ci peut être observée, il est possible d'en déduire une existence (passée ou présente) d'une activitévolcanique au niveau d'une dorsale (passée ou actuelle) océanique.

3. modifications de la lithosphère en s’éloignant de la dorsale
La lithosphère océanique est créée de part et d'autre de la dorsale à une vitesse qui peut être mesurée (Cf chapitre 1). Cela induit que la lithosphère créée à la dorsale va s'éloigner de la zone d'accrétion au fur et à mesure des éruptions volcaniques. Lors de cetéloignement, la lithosphère océanique subit de de nombreuses transformations:
• hydratation des minéraux du plancher
• transfert d'éléments chimiques des minéraux de la croûte vers l'eau des océans. Transferts d'énergie thermique. Ces échanges donnent naissance à des sources hydrothermales chaudes (jusqu'à 350°C) et minéralisées au fond des océans.
• Refroidissement du plancherocéanique
• Augmentation de le densité (cela provoque l'enfoncement de la lithosphère dans l'asthénosphère)
• Augmentation de l'épaisseur totale de la lithosphère
L'ensemble de ces connaissances constituent le point de départ au programme de TS (partie géologie).

3. les marges passives des continents
1. les caractéristiques des marges passives
Avant d'exister sous forme de dorsalesactives, les zones d'accrétion de la lithosphère océanique correspondaient à des zones en contraintes de divergence sans création de plancher océanique. Ces zones sont situées en domaine continental et correspondent à des rifts continentaux. Ces rifts continentaux présentent une structure correspondant à celle d'une zone de divergence:
• failles normales nombreuses et symétriques par...
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