Caractéristiques dorsales océaniques et distribution globale

Le dorsale océanique C'est une chaîne de montagnes sous-marines qui ont entre 1 000 et 2 000 kilomètres de large. Celles-ci se sont formées le long des zones de divergence des plaques tectoniques et s'étendent sur une longueur supérieure à 64 000 kilomètres.

Les crêtes océaniques se trouvent dans chaque bassin océanique et semblent cindir la Terre. Ils montent de profondeurs proches de 5 kilomètres jusqu'à une profondeur essentiellement uniforme d'environ 2,6 km et présentent une section plus ou moins symétrique.

Plusieurs de leurs pics dépassent de la surface de l’eau et forment une île (comme dans le cas de l’Islande et des Açores).

Les défauts de transformation sont ceux le long desquels un mouvement latéral se produit. À certains endroits, la crête de la crête est déplacée à travers les failles de transformation dans les zones de fracture, et ces failles peuvent être suivies par les flancs des crêtes. Les flancs sont marqués par les ensembles de montagnes et de collines allongées et parallèles à la tendance de la chanson.

Caractéristiques des dorsales océaniques

Une nouvelle croûte océanique et une partie du manteau supérieur de la Terre, ainsi que la croûte, forment la lithosphère, constituée dans les centres marins qui s'étendent dans ces crêtes océaniques. De ce fait, certaines caractéristiques géologiques qui s'y trouvent sont considérées comme uniques.

Les laves basaltiques fraîches sont exposées sur le fond marin, sur les crêtes des crêtes. Ces laves sont progressivement enfouies par les sédiments tandis que le fond s’éloigne du site. Le flux de chaleur à l'extérieur du cortex est beaucoup plus élevé dans les crêtes que dans d'autres parties du monde.

Les séismes sont fréquents le long des crêtes et dans les failles de transformation qui rejoignent les segments de la crête de compensation. L’analyse des séismes qui se produisent dans les crêtes indique que la croûte océanique y est sous tension.

En revanche, les profondeurs des crêtes océaniques correspondent bien à l’âge de la croûte océanique. En particulier, il a été montré que la profondeur de l’océan est proportionnelle à la racine carrée de l’âge de la croûte.

La théorie qui explique cette relation soutient que l'augmentation avec l'âge est due à la contraction thermique de la croûte océanique et du manteau supérieur, puisqu'ils sont emportés depuis le centre d'expansion du plancher océanique dans une plaque océanique.

Comme une telle plaque tectonique a finalement environ 100 km d'épaisseur, la contraction d'un faible pourcentage seulement permet de prévoir le relief d'un fond océanique. Il s'ensuit que la largeur d'un pic peut être définie comme étant le double de la distance entre le pic et le moment où la plaque a refroidi à un état thermique constant.

La plus grande partie du refroidissement a eu lieu il y a 70 ou 80 millions d'années, à une époque où la profondeur de l'océan était d'environ 5 à 5,5 km. Étant donné que ce refroidissement est fonction de l'âge, les crêtes à diffusion lente, telles que la dorsale médio-atlantique, sont plus étroites que les dorsales qui se développent plus rapidement, comme la crête de l'est du Pacifique.

De même, une corrélation a été trouvée entre les taux d’expansion mondiale et la transgression et la régression des eaux océaniques vers les continents. Il y a environ 100 millions d'années, au début du Crétacé, lorsque les taux d'expansion mondiale étaient uniformément élevés, les dorsales océaniques occupaient relativement plus de bassins océaniques, entraînant le transbordement des eaux océaniques vers les continents.

Outre la largeur dorsale, une autre caractéristique semble être fonction du taux de dispersion. Les taux d'expansion mondiale vont de 10 mm par an à 160 mm par an. Les crêtes océaniques peuvent être classées comme lentes (jusqu'à 50 mm par an), intermédiaires (jusqu'à 90 mm par an) et rapides (jusqu'à 160 mm par an).

Enfin, les crêtes à propagation lente sont caractérisées par une fissure dans la crête (appelée vallée du rift ou rift) et sont contrôlées par des failles. Il a généralement une profondeur de 1,4 km et une largeur de 20 à 40 km.

Les dorsales qui s’élargissent plus rapidement n’ont pas de vallées crevées. Aux niveaux intermédiaires, les régions de crête sont des largeurs maximales, avec des vallées occasionnelles délimitées par des failles, à moins de 200 mètres. Aux vitesses rapides, une hauteur axiale est présente sur la crête. Les arêtes déchirées de diffusion lente ont une topographie irrégulière sur leurs flancs, tandis que les dorsales qui se propagent plus rapidement ont des flancs beaucoup plus lisses.

Distribution mondiale

Les centres d’expansion océaniques se trouvent dans tous les bassins océaniques. Dans l'océan Arctique, un centre d'expansion à faible vitesse est situé près du côté est du bassin eurasien. Vous pouvez continuer vers le sud, compensé par les défauts de transformation en Islande.

L’Islande a été créée par un point chaud situé directement au-dessous d’un centre d’extension océanique.La crête menant au sud de l’Islande est appelée la crête de Reykjanes et, bien qu’elle atteigne 20 mm par an ou moins, elle ne présente pas de fissures. On pense que c'est le résultat de l'influence du point chaud.

Océan Atlantique

La chaîne de l'Atlantique s'étend du sud de l'Islande jusqu'à l'extrême sud de l'océan Atlantique, à environ 60 ° de latitude sud. Il est devenu connu de façon rudimentaire au 19ème siècle. En 1855, Mateo Fontaine Maury, de la marine des États-Unis, prépara une lettre de l'Atlantique et l'identifia comme un «terrain d'entente» superficiel. Dans les années 1950, les océanographes américains Bruce Heezen et Maurice Ewing ont proposé une chaîne de montagnes continue.

Dans l'Atlantique Nord, la dorsale s'étend lentement et montre une fissure et des flancs montagneux. Dans l'Atlantique Sud, les vitesses de propagation sont faibles et intermédiaires, et les fissures sont généralement absentes, car elles ne se produisent que près des failles de transformation.

Océan indien

Une crête océanique très lente, la crête du sud-ouest de l'Inde, divise l'océan entre l'Afrique et l'Antarctique. Il rejoint les crêtes indiennes du Mid-Indian et du sud-est de Madagascar.

La crête Carlsberg se situe à l'extrémité nord de la crête médio-indienne. Continuez vers le nord pour rejoindre les centres de propagation dans le golfe d'Aden et la mer Rouge. La dispersion est très lente à ce stade, mais elle se rapproche des taux intermédiaires dans les dorsales Carlsberg et Mid-Indian.

La crête indienne du sud-est s'étend à des taux intermédiaires. Cette crête continue de l'ouest de l'océan Indien en direction du sud-est, divisant l'océan entre l'Australie et l'Antarctique. Les crêtes dorsales et les flancs escarpés des montagnes sont caractéristiques de la dorsale du sud-ouest indien.

La dorsale Mid-Indian a moins de caractéristiques de ce type et la crête de l'Inde du sud-est est plus lisse. Ce dernier montre également différents fonds marins asymétriques qui s'étendent au sud de l'Australie. L'analyse des anomalies magnétiques montre que les taux sur les côtés opposés du centre de diffusion ont été inégaux plusieurs fois au cours des 50 ou 60 derniers millions d'années.

Océan Pacifique

À un moment donné, la chaîne de montagnes du Pacifique et de l’Antarctique se trouve à mi-chemin entre la Nouvelle-Zélande et l’Antarctique, au nord-est de la côte sud-américaine jusqu’au Levant du Pacifique Est. Le premier se répand à des taux intermédiaires à élevés.

La montée du Pacifique oriental s'étend de ce site vers le nord jusqu'au golfe de Californie, où elle rejoint la zone de transformation des limites des plaques Pacifique-Amérique du Nord.

À distance du Chili et du Pérou, la montée du Pacifique oriental se développe actuellement à des vitesses rapides de 159 mm par an, voire plus.

Les taux diminuent à environ 60 millimètres par an à l'embouchure du golfe de Californie. La crête de la crête montre une faible élévation topographique sur toute sa longueur au lieu d'une fissure.

La montée du Pacifique oriental a été détectée pour la première fois lors de l'expédition du défi des années 1870. Elle a été décrite dans sa forme brute dans les années 1950 et 1960 par les océanographes, notamment Heezen, Ewing et Henry W. Menard. Dans les années 1980, Kenneth C. Macdonald, Paul J. Fox et Peter F. ont découvert que le principal centre de propagation semblait être interrompu et déplacé de quelques kilomètres sur plusieurs côtés le long de la montée du Pacifique oriental.

Cependant, les extrémités des centres de séparation compensatoires se chevauchent de plusieurs kilomètres. Celles-ci ont été identifiées comme un nouveau type de caractéristique géologique des centres d’extension des océans et ont été désignées comme centres de propagation se chevauchant. On pense que de tels centres résultent d'interruptions dans l'apport de magma à la crête sur toute sa longueur et définissent une segmentation fondamentale de celui-ci sur une échelle de quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres.

De nombreux centres d’extension plus petits se détachent des principaux ou se trouvent derrière les arches de l’île. Dans le Pacifique occidental, les centres de propagation sont situés sur le plateau des Fidji, entre les îles des Nouvelles-Hébrides et les Fidji et dans le bassin de Woodlark, entre la Nouvelle-Guinée et les îles Salomon.

Une série de centres de propagation et de failles de transformation se trouvent entre l’est du Pacifique et l’Amérique du Sud, à une latitude de 40 à 50 ° S environ. La mer de Scotia entre l’Amérique du Sud et la péninsule antarctique contient un centre de diffusion. Le centre de propagation des Galápagos s'étend d'est en ouest entre le Pacifique Est et le Levante sud-américain, près de l'équateur. Trois centres de propagation courts sont situés à quelques centaines de kilomètres de la côte nord-ouest du Pacifique.

Dans une étude attentive de l'histoire des Galápagos et des centres de propagation de Juan de Fuca, le géophysicien nord-américain Richard N. Hey a développé l'idée de la fissure se propageant.Dans ce phénomène, une branche d’un centre d’expansion qui aboutit à une défaillance de transformation s’allonge au détriment du centre de propagation à travers la faille.

La vitesse de la fissure et de la faille se propage de une à cinq fois et crée des chevrons dans les anomalies magnétiques. Le grain de la topographie du fond marin ressemble au sillage d'un navire.

Évents hydrothermaux

Les évents hydrothermaux sont des décharges localisées d'eau de mer chaude. Ils résultent de l'eau froide de la mer qui s'infiltre dans la croûte océanique chaude à travers la zone de fissure et qui retourne dans le fond marin dans un flux similaire à un tuyau dans l'axe de la zone néovolcanique.

Les eaux chaudes transportent souvent des minéraux de sulfure de zinc, de fer et de cuivre qui sont lessivés de la croûte. La production de ces eaux chaudes représente probablement 20% des pertes de chaleur de la Terre.

Il existe des communautés biologiques exotiques autour des cheminées hydrothermales. Ces écosystèmes sont totalement indépendants de l'énergie du soleil. Ils ne dépendent pas de la photosynthèse, mais de la chimiosynthèse par les bactéries liant le soufre. Les minéraux sulfurés précipités dans la zone néovolcanique peuvent s’accumuler en quantités importantes et sont parfois enfouis par les coulées de lave plus tard.

Caméras magma

Les chambres magmatiques ont été détectées par des expériences sismiques sous la crête de la crête du Pacifique Est. Le principe qui sous-tend les expériences est que la roche partiellement fondue diminue la trajectoire des ondes sismiques et les reflète également fortement.

La profondeur au sommet des caméras est d'environ 2 km sous le fond marin. La largeur est plus difficile à déterminer, mais elle est probablement de 1 à 4 km. Son épaisseur semble se situer autour de 2 à 6 kilomètres, selon des études sur les ophiolites.

Les chambres ont été cartographiées le long de la direction dorsale entre 9 ° et 13 ° de latitude nord. La partie supérieure est relativement continue, mais est apparemment interrompue par les déplacements des failles de transformation et la superposition des centres d'extension.

Références

1. José F. Vigil, Wikimedia Commons (2016). Extrait de: futura-sciences.com.
2. Jean Francheteau (2016). Dorsale de la mer Encyclopédie Britannica. Extrait de: universalis.fr.
3. John P. Rafferty (2009). Extrait de: oceanexplorer.noaa.gov.
4. Adam Augustyn (2008). Récupéré de: divediscover.whoi.edu.