Dorsale médio-océanique

Une dorsale médio-océanique est un système montagneux sous-marin formé par la tectonique des plaques . Elle atteint généralement une profondeur d'environ 2 600 mètres et s'élève à environ 2 000 mètres au-dessus du point le plus profond d'un bassin océanique . C'est à cet endroit que se produit l'expansion du fond océanique le long d'une limite de plaques divergentes . Le taux d'expansion détermine la morphologie de la crête de la dorsale médio-océanique et sa largeur dans le bassin océanique.

La formation de nouveaux fonds marins et de lithosphère océanique résulte de la remontée du manteau en réponse à la séparation des plaques tectoniques. Le magma remonte à la surface au niveau de la zone de faiblesse linéaire entre les plaques qui s'écartent, puis se transforme en lave , créant ainsi une nouvelle croûte océanique et une nouvelle lithosphère lors de son refroidissement.

La première dorsale médio-océanique découverte fut la dorsale médio-atlantique , un centre d'expansion qui sépare les bassins de l'Atlantique Nord et Sud ; sa position lui a valu le nom de « dorsale médio-océanique ». La plupart des centres d'expansion océaniques ne se situent pas au centre des bassins océaniques qui les accueillent, mais sont néanmoins traditionnellement appelés dorsales médio-océaniques.

Les dorsales médio-océaniques du globe sont reliées par les limites des plaques tectoniques, et leur tracé sur le fond océanique ressemble à la couture d'une balle de baseball . La plupart des dorsales médio-océaniques sont connectées et forment la dorsale océanique, un système de dorsales global présent dans tous les océans , ce qui en fait la plus longue chaîne de montagnes du monde. Cette chaîne continue s'étend sur 65 000 km (40 400 mi), soit plusieurs fois plus que les Andes , la plus longue chaîne continentale. La longueur totale du système de dorsales océaniques est de 80 000 km (49 700 mi).

Au centre d'expansion d'une dorsale médio-océanique, la profondeur du fond marin est d'environ 2 600 mètres (8 500 pieds) . Sur les flancs de la dorsale, la profondeur du fond marin (ou l'altitude d'un point donné sur la dorsale médio-océanique par rapport au niveau de base) est corrélée à son âge (âge de la lithosphère à l'endroit où la profondeur est mesurée). La relation profondeur-âge peut être modélisée par le refroidissement d'une plaque lithosphérique ou d'un demi-espace mantellique . On peut estimer, en première approximation, que la profondeur du fond marin en un point donné d'une dorsale médio-océanique en expansion est proportionnelle à la racine carrée de l'âge du fond marin . La forme générale des dorsales résulte de l'isostasie de Pratt : à proximité de l'axe de la dorsale, un manteau chaud et peu dense soutient la croûte océanique. À mesure que la plaque océanique se refroidit, en s'éloignant de l'axe de la dorsale, la lithosphère du manteau océanique (la partie plus froide et plus dense du manteau qui, avec la croûte, constitue les plaques océaniques) s'épaissit et sa densité augmente. Ainsi, les fonds marins plus anciens reposent sur des matériaux plus denses et sont plus profonds.

Le taux d'expansion est la vitesse à laquelle un bassin océanique s'élargit sous l'effet de l'expansion des fonds marins. Ce taux peut être calculé en cartographiant les anomalies magnétiques marines qui s'étendent le long des dorsales médio-océaniques. Lorsque le basalte cristallisé, extrudé au niveau de l'axe d'une dorsale, refroidit en dessous du point de Curie des oxydes de fer-titane appropriés, les directions du champ magnétique, parallèles au champ magnétique terrestre, sont enregistrées dans ces oxydes. L'orientation de ce champ, préservée dans la croûte océanique, constitue un enregistrement des directions du champ magnétique terrestre au fil du temps. Comme le champ a subi des inversions de direction à intervalles connus tout au long de son histoire, le schéma de ces inversions géomagnétiques dans la croûte océanique peut servir d'indicateur d'âge ; connaissant l'âge de la croûte et la distance à l'axe de la dorsale, les taux d'expansion peuvent être calculés.

Les taux d'expansion varient d'environ 10 à 200 mm/an. Les dorsales à expansion lente, comme la dorsale médio-atlantique, se sont étendues beaucoup moins (présentant un profil plus abrupt) que les dorsales à expansion rapide, comme la dorsale du Pacifique Est (profil plus doux), pour une même durée, un même refroidissement et un même approfondissement bathymétrique. Les dorsales à expansion lente (moins de 40 mm/an) présentent généralement de larges vallées de rift , parfois de 10 à 20 km, et un terrain très accidenté au niveau de la crête, avec un relief pouvant atteindre 1 000 m. À l'inverse, les dorsales à expansion rapide (plus de 90 mm/an), comme la dorsale du Pacifique Est, sont dépourvues de vallées de rift. Le taux d'expansion de l' océan Atlantique Nord est d'environ 25 mm/an, tandis que dans la région Pacifique , il est de 80 à 145 mm/an. Le taux le plus élevé connu dépasse 200 mm/an au Miocène sur la dorsale du Pacifique Est. Les dorsales qui s'étendent à des taux inférieurs à 20 mm/an sont qualifiées de dorsales à expansion ultra-lente (par exemple, la dorsale de Gakkel dans l' océan Arctique et la dorsale sud-ouest indienne ).

L'axe d'expansion est généralement relié à une faille transformante perpendiculaire à cet axe. Les flancs des dorsales médio-océaniques sont souvent marqués par les cicatrices inactives de failles transformantes, appelées zones de fracture . À des vitesses d'expansion plus rapides, les axes présentent fréquemment des axes d'expansion qui se chevauchent et ne sont pas reliés par des failles transformantes. La profondeur de l'axe varie systématiquement, avec des profondeurs moindres entre les décalages, tels que les failles transformantes et les axes d'expansion qui se chevauchent et qui divisent l'axe en segments. Une hypothèse expliquant ces variations de profondeur le long de l'axe est la variation de l'apport de magma à l'axe d'expansion. Les dorsales à expansion ultra-lente forment des segments de dorsale magmatiques et amagmatiques (actuellement dépourvus d'activité volcanique) sans failles transformantes.

Les dorsales médio-océaniques présentent une activité volcanique et sismique importante . La croûte océanique est en constant renouvellement au niveau des dorsales médio-océaniques, sous l'effet de l'expansion des fonds océaniques et de la tectonique des plaques. Du magma neuf remonte régulièrement à la surface et s'introduit dans la croûte océanique existante , au niveau et à proximité des rifts situés le long des axes des dorsales. Les roches constituant la croûte sous-jacente sont les plus jeunes le long de l'axe de la dorsale et leur âge augmente avec la distance à cet axe. Du magma de composition basaltique remonte au niveau et à proximité de l'axe en raison de la fusion par décompression du manteau terrestre sous-jacent . Le matériau du manteau solide, remontant de manière isentropique , dépasse la température du solidus et fond.

Le magma cristallisé forme une nouvelle croûte de basalte, appelée MORB ( basalte des dorsales médio-océaniques), et du gabbro en dessous, dans la croûte océanique inférieure . Le basalte des dorsales médio-océaniques est un basalte tholéiitique pauvre en éléments incompatibles . Les sources hydrothermales alimentées par la chaleur magmatique et volcanique sont fréquentes au niveau des dorsales océaniques. Ces dorsales surélevées se caractérisent par des flux de chaleur relativement élevés, de l'ordre de 1 à 10 μcal/cm²s ^, [ approximativement 0,04 à 0,4 W/ ^m² .

La majeure partie de la croûte des bassins océaniques a moins de 200 millions d'années , soit beaucoup moins que l' âge de la Terre ( 4,54 milliards d'années ). Ce fait reflète le processus de recyclage de la lithosphère dans le manteau terrestre lors de la subduction . À mesure que la croûte et la lithosphère océaniques s'éloignent de l'axe de la dorsale, la péridotite de la lithosphère mantellique sous-jacente se refroidit et se rigidifie. La croûte et la péridotite relativement rigide qui la sous-tend constituent la lithosphère océanique , laquelle repose sur l' asthénosphère, moins rigide et plus visqueuse .

La lithosphère océanique se forme au niveau d'une dorsale océanique, tandis qu'elle est subduite dans l'asthénosphère au niveau des fosses océaniques . Deux processus, la poussée de la dorsale et la traction de la plaque , seraient responsables de l'expansion des dorsales médio-océaniques. La poussée de la dorsale correspond au glissement gravitationnel de la plaque océanique qui s'élève au-dessus de l'asthénosphère plus chaude, créant ainsi une force volumique qui provoque le glissement de la plaque vers l'aval. Dans le cas de la traction de la plaque, le poids d'une plaque tectonique subductée (tirée) sous une plaque sus-jacente au niveau d'une zone de subduction entraîne le reste de la plaque derrière elle. Le mécanisme de traction de la plaque est considéré comme contribuant davantage à l'expansion des dorsales que la poussée de la dorsale.

Un processus proposé pour expliquer le mouvement des plaques et la formation de nouvelle croûte océanique au niveau des dorsales médio-océaniques est le « convoyeur mantellique » dû à la convection profonde (voir image) . Cependant, certaines études ont montré que le manteau supérieur ( asthénosphère ) est trop plastique (flexible) pour générer une friction suffisante afin de tirer la plaque tectonique vers l'avant . De plus, la remontée du manteau à l'origine de la formation de magma sous les dorsales océaniques semble n'impliquer que les 400 premiers kilomètres, comme le suggèrent la tomographie sismique et les observations de la discontinuité sismique dans le manteau supérieur à environ 400 km de profondeur. En revanche, certaines des plus grandes plaques tectoniques du monde, comme les plaques nord-américaine et sud-américaine, sont en mouvement, mais ne subissent de subduction que dans des zones restreintes telles que l' arc des Petites Antilles et l'arc de Scotia , ce qui indique l'action de la force de poussée des dorsales sur ces plaques. La modélisation informatique des mouvements des plaques et du manteau suggère que le mouvement des plaques et la convection du manteau ne sont pas liés, et que la principale force motrice des plaques est la traction de la plaque subductée.

L'accélération de l'expansion des fonds océaniques (c'est-à-dire le rythme d'expansion de la dorsale médio-océanique) a entraîné une élévation du niveau marin global ( eustatique ) sur de très longues périodes (millions d'années). Cette accélération de l'expansion des fonds océaniques se traduit par l'élargissement de la dorsale médio-océanique, qui devient plus profonde et occupe donc un espace plus important dans le bassin océanique. Ce phénomène déplace l'océan sus-jacent et provoque une élévation du niveau de la mer.

Les variations du niveau de la mer peuvent être attribuées à d'autres facteurs ( dilatation thermique , fonte des glaces et convection du manteau créant une topographie dynamique ). Sur de très longues périodes, cependant, elles résultent de variations du volume des bassins océaniques, elles-mêmes influencées par la vitesse d'expansion des fonds marins le long des dorsales médio-océaniques

L'élévation du niveau de la mer de 100 à 170 mètres de la période du Crétacé (144–65 Ma) est en partie attribuée à la tectonique des plaques, car la dilatation thermique et l'absence de calottes glaciaires ne représentent qu'une partie de l'élévation supplémentaire du niveau de la mer.

L’expansion des fonds océaniques au niveau des dorsales médio-océaniques constitue un système d’échange d’ions à l’échelle mondiale. Les sources hydrothermales situées dans ces dorsales libèrent dans l’océan diverses quantités de fer , de soufre , de manganèse , de silicium et d’autres éléments, dont certains sont recyclés dans la croûte océanique. L’hélium-3 , un isotope associé au volcanisme mantellique, est émis par les sources hydrothermales et peut être détecté dans les panaches océaniques.

L'expansion rapide de la dorsale médio-océanique accélère les réactions entre le basalte et l'eau de mer. Le rapport magnésium/calcium diminue car davantage d'ions magnésium sont extraits de l'eau de mer et absorbés par la roche, tandis que davantage d'ions calcium sont extraits de la roche et libérés dans l'eau de mer. L'activité hydrothermale au niveau de la crête de la dorsale est efficace pour éliminer le magnésium. Un rapport Mg/Ca plus faible favorise la précipitation de polymorphes de calcite à faible teneur en magnésium ( mers de calcite ).

L’expansion lente des dorsales médio-océaniques a l’effet inverse et entraînera un rapport Mg/Ca plus élevé favorisant la précipitation d’ aragonite et de polymorphes de calcite à haute teneur en Mg du carbonate de calcium ( mers d’aragonite ).

Des expériences montrent que la plupart des organismes modernes à calcite riche en Mg auraient été à calcite pauvre en Mg dans les mers à calcite du passé, ce qui signifie que le rapport Mg/Ca dans le squelette d'un organisme varie avec le rapport Mg/Ca de l'eau de mer dans laquelle il a été cultivé.

La minéralogie des organismes constructeurs de récifs et producteurs de sédiments est ainsi régulée par des réactions chimiques se produisant le long de la dorsale médio-océanique, dont le taux est contrôlé par le taux d'expansion du fond marin.

Les premiers indices de l'existence d'une dorsale traversant le bassin de l' océan Atlantique proviennent des résultats de l' expédition britannique du Challenger au XIXe siècle. Les sondages effectués à l'aide de lignes immergées ont été analysés par les océanographes Matthew Fontaine Maury et Charles Wyville Thomson , révélant un important soulèvement du fond marin s'étendant du nord au sud dans le bassin atlantique. Les sonars ont confirmé cette observation au début du XXe siècle.

Ce n'est qu'après la Seconde Guerre mondiale , grâce à des relevés plus précis des fonds océaniques, que l'étendue complète des dorsales médio-océaniques a été connue. Le Vema , navire de l' Observatoire de la Terre Lamont-Doherty de l' Université Columbia , a sillonné l'océan Atlantique, enregistrant des données de sondeur sur la profondeur des fonds marins. Une équipe dirigée par Marie Tharp et Bruce Heezen a conclu à l'existence d'une immense chaîne de montagnes, surmontée d'une vallée de rift, traversant l'océan Atlantique au milieu. Les scientifiques l'ont nommée « dorsale médio-atlantique ». D'autres recherches ont montré que la crête de la dorsale était sismiquement active et que des laves récentes étaient présentes dans la vallée de rift . De plus, le flux de chaleur crustal y était plus élevé qu'ailleurs dans le bassin atlantique

On pensait initialement que la dorsale était une caractéristique propre à l'océan Atlantique. Cependant, à mesure que les relevés des fonds marins se poursuivaient à travers le monde, on a découvert que chaque océan renferme des portions du système de dorsales médio-océaniques. L' expédition allemande Meteor a tracé la dorsale médio-océanique depuis l' Atlantique Sud jusqu'à l' océan Indien au début du XXe siècle. Bien que le premier tronçon découvert de ce système de dorsales traverse l'océan Atlantique en son milieu, on a constaté que la plupart des dorsales médio-océaniques sont situées loin du centre des autres bassins océaniques.

Alfred Wegener proposa la théorie de la dérive des continents en 1912. Il affirmait : « la dorsale médio-atlantique… zone dans laquelle le fond de l’Atlantique, en s’étendant continuellement, se déchire et crée un espace pour la remontée de sima fraîche, relativement fluide et chaude , depuis les profondeurs ». Cependant, Wegener n’approfondit pas cette observation dans ses travaux ultérieurs et sa théorie fut rejetée par les géologues, faute de mécanisme expliquant comment les continents pouvaient traverser la croûte océanique . La théorie tomba ainsi dans l’oubli.

Suite à la découverte de l'étendue mondiale des dorsales médio-océaniques dans les années 1950, les géologues se sont trouvés confrontés à un nouveau défi : expliquer la formation d'une structure géologique d'une telle ampleur. Dans les années 1960, ils ont découvert et commencé à proposer des mécanismes d' expansion des fonds océaniques . La découverte des dorsales médio-océaniques et du processus d'expansion des fonds océaniques a permis d' élargir la théorie de Wegener afin d'y inclure le mouvement de la croûte océanique autant que celui des continents. La tectonique des plaques s'est avérée une explication pertinente de l'expansion des fonds océaniques, et son acceptation par la majorité des géologues a entraîné un changement de paradigme majeur dans la pensée géologique.

On estime que chaque année, 2,7 km² (1,0 mi²) de nouveau fond marin se forme le long des dorsales médio-océaniques terrestres ^. [ ⁵⁰ ] crustale de 7 km (4,3 mi), cela représente environ 19 km³ ⁽ 4,6 mi³ ⁾ de nouvelle croûte océanique formée chaque année.

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  Chimie des dorsales océaniques et des sources hydrothermales profondes
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  Les plaques de la croûte terrestre, selon la théorie de la tectonique des plaques
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  bandes magnétiques du fond marin
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  Une démonstration de la technique du dénudage magnétique

• Crête d'Aden – Portion de rift dans le golfe d'Aden
• Dorsale de Cocos – Crête asismique à l'intérieur de la plaque Cocos
• Explorer Ridge – Dorsale médio-océanique à l'ouest de la Colombie-Britannique, Canada
• Centre d'expansion Cocos-Nazca – Centre d'expansion situé sous l'océan Pacifique centre-oriental
  • Centre d'expansion des Galápagos – Partie occidentale du centre d'expansion Cocos-Nazca
• Dorsale de Gorda – Centre d'expansion tectonique au large des côtes nord de la Californie et sud de l'Oregon
• Dorsale Juan de Fuca – Limite de plaques divergentes au large des côtes de la région du Pacifique Nord-Ouest de l'Amérique du Nord
• Dorsale sud-américaine-antarctique – Dorsale médio-océanique de l'Atlantique Sud
• Dorsale du Chili – Dorsale océanique sous-marine de l'océan PacifiquePages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection
• Dorsale du Pacifique Est – Dorsale du fond de l'océan Pacifique
• Dorsale de Gakkel – Dorsale médio-océanique sous l'océan Arctique (Dorsale médio-arctique)
• Dorsale Pacifique-Antarctique – Limite de plaques tectoniques dans l'océan Pacifique SudPages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection
• Dorsale médio-océanique indienne – Dorsale médio-océanique orientée nord-sud dans l'ouest de l'océan Indien
  • Dorsale de Carlsberg – Dorsale de plaque tectonique
• Dorsale sud-est indienne – Dorsale médio-océanique du sud de l'océan Indien
• Dorsale sud-ouest indienne – Dorsale médio-océanique des océans Indien et Atlantique
• Dorsale médio-atlantique – Limite de plaques tectoniques de l'océan Atlantique
  • Dorsale de Kolbeinsey – Segment de la dorsale médio-atlantique au nord de l'Islande, dans l'océan Arctique
  • Dorsale de Mohns – Région géographique du bassin atlantique
  • Knipovich – Zoologiste russe Pages affichant de brèves descriptions des cibles de redirectionRidge (entre le Groenland et le Spitzberg)
  • Dorsale de Reykjanes – Limite de plaques tectoniques de l'océan Atlantique Pages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection(au sud de l'Islande)

• Dorsale d'Ægir – Dorsale médio-océanique éteinte de l'Atlantique Nord
• Dorsale Alpha – Dorsale volcanique majeure sous l'océan Arctique
• Plateau des Galápagos – Limite de divergence fossile
• Dorsale de Kula-Farallon – Ancienne dorsale médio-océaniquePages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection
• Dorsale médio-Labrador – Dorsale médio-océanique de la mer du Labrador
• Dorsale Pacifique-Farallon – Dorsale océanique du Crétacé supérieurPages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection
• Dorsale Pacifique-Kula – Ancienne dorsale médio-océaniquePages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection
• Dorsale de Phoenix – Ancienne dorsale médio-océanique située entre les plaques Phoenix et PacifiquePages affichant de brèves descriptions des cibles de redirection