Océanisation

L’océanisation désigne le processus de formation d'un océan.

Schéma simplifié représentant le processus d'océanisation.

StadesModifier

Les géologues distinguent trois stades majeure[1] :

  • Stade rifting intracontinental
  • Stade jeune océan
  • Stade océan mature

Rifting continentalModifier

 
Une carte de l'Afrique de l'Est montre plusieurs stades de la formation d'un océan au niveau de la jonction triple de l'Afar : fracturation (rift est-africain), amincissement et étirement crustal (mer Rouge dont la partie méridionale illustre le stade jeune océan qui commencé à se former il y a 5 Ma), mise en place de la dorsale (golfe d'Aden représentant un stade jeune océan mais un peu plus mature que celui de la mer Rouge, né il y a 12 Ma)[2].

ProcessusModifier

L'océanisation est précédée du stade rifting continental (fracturation puis amincissement et étirement crustal), appelé aussi stade fossé d'effondrement. Si le processus distensif dépasse ce stade du rifting, débute l'océanisation proprement dite qui conduit à la mise en place d'une lithosphère océanique entre deux bordures ou marges continentales par accrétion océanique grâce à la formation d'une dorsale. Si l'extension cesse, les géologues parlent de rift ou d'océan avorté (par exemple le rift ouest-européen ou les bassins sédimentaires qui s'installent sur ce type de rift). La lithosphère se rééquilibre alors en quelques millions d'années. Elle se refroidit et le manteau lithosphérique s'épaissit au détriment du manteau asthénosphérique. Ce rift "avorté" n'ayant pas abouti est parfois un aulacogène[3].

Les épisodes de rifting magmatique, qui sont liés à des crises sismo-volcaniques[4], avec notamment la formation d'une nouvelle croûte océanique par intrusion de dykes (filons verticaux le long d'un segment du rift) à partir de réservoirs magmatiques, sont très étudiés (études sur le terrain, imagerie géophysique, pétrologie et géochimie du volcanisme, modélisation numérique) car ce rifting est le principal acteur de l'ouverture océanique[5],[6],[7].

Le passage du stade continent initial au stade océan peut être décomposé en trois étapes majeures relatives au rifting, chacune caractérisée par des évolutions tectoniques et par le dépôt de corps sédimentaires spécifiques[8] :

  • Période anté-rift (pas trace de rift continental)
  • Période syn-rift ou de rifting (trace de rift intra-continental qui peut on non être submergé par les eaux marines)
  • Période post-rift ou d'expansion des fonds océaniques (genèse de la croûte océanique).

Deux modèles de mécanisme de riftingModifier

Deux modèles de mécanisme de rifting s’opposent. Dans le modèle du rifting actif, la déchirure continentale résulte de la remontée et de l'impact d'un panache mantellique sur la lithosphère. Dans le modèle du rifting passif, les forces qui provoquent la remontée de l'asthénosphère sont une conséquence indirecte de l'étirement de la lithosphère liée aux mouvements horizontaux des plaques lithosphériques[9].

Ce second modèle repose sur deux phases successives : subsidence initiale (ou tectonique) liée à un amincissement instantané de la lithosphère induisant ; subsidence thermique liée au refroidissement et à l'épaississement de la lithosphère après l'extension[10].

Observation et étudesModifier

 
Volcan Dabbahu (en arrière-plan) et rift de Manda Hararo (au premier plan). On peut observer directement, à pied sec, un stade initial de l'ouverture d'un océan.

Les rifts continentaux semblent se propager par bond. La propagation de la rupture de la lithosphère force des « verrous » qui séparent des segments de rift où les âges du début et de la fin du rifting sont partout les mêmes, mais différents de ceux des segments adjacents. Cette segmentation se caractérise par une alternance de segments magmatiques (où des injections de magma facilitent la rupture) et amagmatiques[11].

« L'observation en direct de ces injections reste rare, la majorité d'entre elles se produisant au niveau des dorsales océaniques sous plusieurs centaines de mètres d'eau. Le seul exemple d'observation de la mise en place d'un dike au niveau d'une ride océanique a été faite au niveau de la ride Juan de Fuca en juin 1993 (Dziak et al. 1995[12] ; Fox et al. 1995[13]). De plus, plusieurs évènements de ce type ont pu être observés en surface. Les 3 crises de rifting les plus étudiées sont celles du Krafla en Islande (1975-1984), de l'Ardoukôba à Djibouti (1978) et du Dabbahu-Manda Hararo en Ethiopie (2005-2010)[14] ».

Notes et référencesModifier

  1. Histoire de la terre, notre planète, Société géologique de France, , p. 78.
  2. (en) Gilles Chazot, Martin Menzies & Joel Baker, « Pre-, syn- and post-rift volcanism on the south-western margin of the Arabian plate », dans B.H. Purser, D.W. Bosence, Sedimentation and Tectonics in Rift Basins : Red Sea- Gulf of Aden, Springer, , p. 50
  3. Alain Foucault, Jean-François Raoult, Fabrizio Cecca, Bernard Platevoet, Dictionnaire de Géologie, Dunod, (lire en ligne), p. 33.
  4. Ces crises se caractérisent par une intense activité tectonique (marquée par de hauts escarpements de failles normales et d'importants réseaux de fissures sèches ou émissives) et par la mise en place d'un système volcanique actif.
  5. (en) C. J. Ebinger, N. J. Hayward, « Soft plates and hot spots: Views from Afar », Journal of Geological Research, vol. 101, no B10,‎ , p. 21859-21876 (DOI 10.1029/96JB02118).
  6. (en) Cindy Ebinger, « Continental break-up: The East African perspective », Astronomy & Geophysics, vol. 46, no 2,‎ , p. 16-21 (DOI 10.1111/j.1468-4004.2005.46216.x).
  7. (en) Tim J. Wright, Freysteinn Sigmundsson, Carolina Pagli, Manahloh Belachew, Ian J. Hamling, Bryndís Brandsdóttir, Derek Keir, Rikke Pedersen, Atalay Ayele, Cindy Ebinger, Páll Einarsson, Elias Lewi & Eric Calais, « Geophysical constraints on the dynamics of spreading centres from rifting episodes on land », Nature Geoscience, vol. 5, no 4,‎ , p. 242–250 (DOI 10.1038/ngeo1428).
  8. Marcel Lemoine, Pierre Charles de Graciansky, Pierre Tricart, De l'océan à la chaîne de montagnes. Tectonique des plaques dans les Alpes, Gordon and Breach, , p. 26-27.
  9. Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard et Stéphane Guillot, Éléments de géologie, Dunod, (lire en ligne), p. 406.
  10. (en) D.P. McKenzie, « Some remarks on the development of sedimentary basins », Earth and Planetary Science Letters, vol. 40, no 1,‎ , p. 25-32 (DOI 10.1016/0012-821X(78)90071-7).
  11. Gilbert Boillot, Christian Coulon, La déchirure continentale et l'ouverture océanique. Géologie des marges passives, Gordon and Breach Science Publishers, , p. 39.
  12. (en) Robert P. Dziak, Christopher G. Fox, Anthony Schreiner, « The June-July 1993 Seismo-acoustic event at CoAxial Segment, Juan de Fuca Ridge: evidence for a lateral dike injection », January Geophysical Research Letters, vol. 22, no 2,‎ , p. 135-138 (DOI 10.1029/94GL01857).
  13. (en) Christopher G. Fox, W. Eddie Radford, Robert P. Dziak, Haru Matsumoto, « Acoustic detection of a seafloor spreading episode on the Juan de Fuca Ridge using military hydrophone arrays », Geophysical Research Letters, vol. 22, no 2,‎ , p. 131-134. (DOI 10.1029/94GL02059).
  14. Sarah Medynski, Interactions entre phénomènes tectoniques et magmatiques en contexte d'extension: l'exemple du segment de rift de Dabbahu, thèse de doctorat en Géosciences, 2013, p. 13

Voir aussiModifier

Articles connexesModifier

Liens externesModifier