Géologie des crêtes océaniques

Crête océanique, chaîne de montagnes sous-marines continue s'étendant sur environ 80 000 km (50 000 miles) à travers tous les océans du monde. Individuellement, les crêtes océaniques sont les plus grandes caractéristiques des bassins océaniques. Collectivement, le système de crêtes océaniques est l'élément le plus important à la surface de la Terre après les continents et les bassins océaniques eux-mêmes. Dans le passé, ces caractéristiques étaient appelées crêtes médio-océaniques, mais, comme on le verra, la plus grande crête océanique, la East Pacific Rise, est loin d'être située au milieu de l'océan, et la nomenclature est donc inexacte. Les crêtes océaniques ne doivent pas être confondues avec les crêtes asismiques, qui ont une origine entièrement différente.

Caractéristiques principales

Des crêtes océaniques se trouvent dans chaque bassin océanique et semblent ceindre la Terre. Les crêtes s'élèvent de profondeurs proches de 5 km (3 miles) à une profondeur essentiellement uniforme d'environ 2,6 km (1,6 miles) et sont à peu près symétriques en coupe transversale. Ils peuvent avoir des milliers de kilomètres de large. Par endroits, les crêtes des crêtes sont décalées entre les failles de transformation dans les zones de fracture, et ces failles peuvent être suivies le long des flancs des crêtes. (Les failles de transformation sont celles le long desquelles se produit un mouvement latéral.) Les flancs sont marqués par des ensembles de montagnes et de collines qui sont allongées et parallèles à la tendance des crêtes.

Une nouvelle croûte océanique (et une partie du manteau supérieur de la Terre, qui, avec la croûte, constitue la lithosphère) se forme aux centres de propagation des fonds marins à ces crêtes des crêtes océaniques. Pour cette raison, certaines caractéristiques géologiques uniques s'y trouvent. Des laves basaltiques fraîches sont exposées sur le fond marin au sommet des crêtes. Ces laves sont progressivement enfouies par les sédiments au fur et à mesure que le fond marin se propage loin du site. Le flux de chaleur hors de la croûte est beaucoup plus important au niveau des crêtes qu'ailleurs dans le monde. Les tremblements de terre sont communs le long des crêtes et dans les failles de transformation qui rejoignent les segments de crête décalés. L'analyse des tremblements de terre survenant aux crêtes des crêtes indique que la croûte océanique y est sous tension. Une anomalie magnétique de grande amplitude est centrée sur les crêtes car les laves fraîches aux crêtes sont magnétisées dans la direction du champ géomagnétique actuel.

Les profondeurs sur les crêtes océaniques sont assez précisément corrélées avec l'âge de la croûte océanique; en particulier, il a été démontré que la profondeur de l'océan est proportionnelle à la racine carrée de l'âge de la croûte. La théorie expliquant cette relation soutient que l'augmentation de la profondeur avec l'âge est due à la contraction thermique de la croûte océanique et du manteau supérieur lorsqu'ils sont éloignés du centre de propagation du plancher océanique dans une plaque océanique. Parce qu'une telle plaque tectonique a finalement une épaisseur d'environ 100 km (62 miles), une contraction de seulement quelques pour cent prédit le relief entier d'une crête océanique. Il s'ensuit alors que la largeur d'une crête peut être définie comme le double de la distance entre la crête et le point où la plaque s'est refroidie jusqu'à un état thermique stable. La majeure partie du refroidissement a lieu dans les 70 millions ou 80 millions d'années, date à laquelle la profondeur de l'océan est d'environ 5 à 5,5 km (3,1 à 3,5 miles). Parce que ce refroidissement est fonction de l'âge, les crêtes à propagation lente, telles que la dorsale médio-atlantique, sont plus étroites que les crêtes à propagation plus rapide, telles que la hausse du Pacifique Est. De plus, une corrélation a été trouvée entre les taux d'étalement mondiaux et la transgression et la régression des eaux océaniques sur les continents. Il y a environ 100 millions d'années, au début du Crétacé, lorsque les taux de propagation mondiaux étaient uniformément élevés, les crêtes océaniques occupaient comparativement plus des bassins océaniques, provoquant la transgression (débordement) des eaux océaniques sur les continents, laissant des sédiments marins dans des zones maintenant bien loin des côtes.

Outre la largeur des crêtes, d'autres caractéristiques semblent être fonction du taux d'épandage. Les taux d'épandage mondiaux varient de 10 mm (0,4 pouce) par an ou moins jusqu'à 160 mm (6,3 pouces) par an. Les crêtes océaniques peuvent être classées comme lentes (jusqu'à 50 mm [environ 2 pouces] par an, intermédiaires (jusqu'à 90 mm (environ 3,5 pouces) par an, et rapides (jusqu'à 160 mm par an). Les crêtes à propagation lente sont caractérisée par une vallée de rift à la crête. Une telle vallée est contrôlée par des failles. Elle est généralement de 1,4 km (0,9 mile) de profondeur et de 20 à 40 km (environ 12 à 25 miles) de large. Les crêtes à propagation plus rapide manquent de vallées de rift. à des taux intermédiaires, les régions de crête sont de larges sommets avec des vallées parfois délimitées par des failles ne dépassant pas 200 mètres (environ 660 pieds). À des taux rapides, un sommet axial est présent à la crête. Les crêtes faîtières à propagation lente ont une topographie de leurs flancs, tandis que les crêtes à propagation plus rapide ont des flancs beaucoup plus lisses.

Répartition des principales crêtes et centres d'épandage

Des centres d'épandage océanique se trouvent dans tous les bassins océaniques. Dans l'océan Arctique, un centre de propagation à faible débit est situé près du côté est du bassin eurasien. Il peut être suivi vers le sud, compensé par des défauts de transformation, jusqu'à l'Islande. L'Islande a été créée par un point chaud situé juste en dessous d'un centre de propagation océanique. La crête menant au sud de l'Islande est appelée la crête de Reykjanes, et, bien qu'elle s'étende à 20 mm (0,8 pouce) par an ou moins, il manque une vallée de rift. On pense que cela est le résultat de l'influence du point chaud.

océan Atlantique

La dorsale médio-atlantique s'étend du sud de l'Islande jusqu'à l'extrême sud de l'océan Atlantique près de 60 ° de latitude sud. Il divise le bassin de l'océan Atlantique, ce qui a conduit à la désignation antérieure de la dorsale médio-océanique pour des caractéristiques de ce type. La dorsale médio-atlantique s'est fait connaître de façon rudimentaire au cours du XIXe siècle. En 1855, Matthew Fontaine Maury de l'US Navy a préparé une carte de l'Atlantique dans laquelle il l'a identifié comme un «terrain d'entente» peu profond. Au cours des années 1950, les océanographes américains Bruce Heezen et Maurice Ewing ont proposé qu'il s'agissait d'une chaîne de montagnes continue.

Dans l'Atlantique Nord, la crête s'étend lentement et présente une vallée de rift et des flancs montagneux. Dans l'Atlantique Sud, les taux d'étalement se situent entre lents et intermédiaires, et les vallées de rift sont généralement absentes, car elles ne se produisent que près des failles de transformation.