DIVERGENCE ET PHENOMENES LIES

 

Nous allons essayer de montrer que le fonctionnement des dorsales en double tapis roulant est associé à la création permanente de lithosphère océanique. Qu'advient-il d'elle à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale?
Par ailleurs nous verrons que certaines marges passives sont le siège d'une intense sédimentation et que certaines ont enregistré l'histoire précoce de la rupture continentale et de l'océanisation.

 

Eléments requis:

• Les dorsales océaniques, zones fissurées, sont l'objet d'un volcanisme particulier, donnant des laves en coussins.

Thèmes traités et activités pédagogiques (durée: 3 semaines):

Production et modification de la lithosphère océanique
Les marges continentales passives

Thème 1: Production et modification de la lithosphère océanique

1.1 LES DORSALES , ZONES DE PRODUCTION DE LITHOSPHERE OCEANIQUE

1.1.1 La topographie des fonds océaniques
La cartographie des fonds sous-marins a révélé l'existence, dans tous les océans du monde, d'une "chaîne de montagne" de plus de 60 000 km de longueur et d'une largeur de 1 000 à 3 000 km: ce sont les dorsales océaniques qui occupent le tiers de la surface des océans.

 

La morphologie des dorsales est étudiée par des sondeurs multifaisceaux comme "Seabeam". Le programme américain "Ridge Multibeam Synthetisis Project" a pour objet la cartographie de la topographie des dorsales océaniques.

De part et d'autre de ces dorsales on trouve les plaines abyssales, situées quelques 1 500 m au-dessous qui, parfois, émergent (Islande).
L'axe d'une dorsale est fréquemment marqué par un fossé ou rift de quelques dizaines de km de large: de nombreuses fractures transversales ou failles transformantes coupent la dorsale en segments décalés par coulissage de part et d'autre de ces failles.

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Vous pouvez observer les différences entre dorsale Atlantique lente et dorsale Pacifique rapide (étude à la limite du programme, mais néanmoins intéressante).

La mesure d'une distance sur un parallèle de latitude " l" est faite en degré de longitude; chaque degré de longitude équivaut à:


(40 000 / 360) cos l kilomètres.




Vous pouvez ainsi choisir une zone où le rift a une orientation Nord-Sud pour évaluer sa largeur et utiliser les figurés de couleur pour évaluer sa profondeur:

• Dorsale de l'Atlantique Nord par exemple (" Northern Mid-Atlantic Ridge "),
• Dorsale du Pacifique Est par exemple (" North East Pacific Rise ").

A quelles constatations parvenez-vous?



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De nombreux séismes superficiels affectent ces zones de fracture, qui correspondent à un effondrement de la partie axiale associé à un étirement transversal.

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Vous pouvez suivre les séismes affectant ces zones en allant à l'adresse: http://neic.usgs.gov/ et plus particulièrement à la rubrique:   Seismicity Maps of the World où vous pourrez choisir la zone du globe que vous souhaitez. Vous pouvez également avoir une liste des séismes ayant affecté au cours des dernières années les secteurs des deux rifts étudiés ci-dessus, en allant à la rubrique:


"Rectangular area search for earthquakes"


Il est possible de modéliser la morphologie des plaques en extension en classe pour comprendre l'origine des séismes de ces zones en extension:

http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/01_extension/03_pedago/00.htm

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Les analyses sismiques révèlent que la croûte océanique est amincie, comme l'ensemble de la plaque lithosphérique.La dorsale est ainsi une région de la lithosphère océanique renflée, amincie et en extension.

 



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  Avec un feutre de couleur, repérez la cassure du réflecteur correspondant au MOHO sous l'axe de la dorsale et marquez les limites probables de la chambre magnatique (cavité qui contient une "bouillie cristalline").

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1.1.2 Le magmatisme des dorsales

 

Des magmas basaltiques sont injectés dans l'axe des dorsales, comblant les fissures résultant de l'écartement des marges du rift à raison d'une vingtaine de km3 par an, soit 60% de la production magmatique de la planète, participant ainsi à l'expansion des planchers océaniques.
Ce magmatisme est lié à l'existence de courants de convection dans le manteau, qui sont à l'origine de remontées de matériaux chauds à l'aplomb du rift.

 

En Islande, l'axe de la dorsale coïncide avec un panache mantellique: ce "point chaud" augmente considérablement la production de magma. Emergée il y a environ 20 Ma, l'Islande permet aujourd'hui d'observer à terre des processus d'extension classiquement sous-marins.


 

L'étude qui va suivre est conduite avec le logiciel "PRESSION, TEMPERATURE ET FORMATION DES ROCHES" de Jean-Pierre LECLERC.

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Voyons quelles sont les conditions de la genèse du magma.

Pour ce faire nous allons utiliser un logiciel approprié qui représente un "laboratoire virtuel" permettant de visualiser les transformations des matériaux en fonction de la Pression ou Profondeur P et de la Température T.

On rappelle, nous l'avons vu dans un chapitre précédent, que l'on utilise à cet effet une cellule à enclume de diamant.

 

Construction d'une courbe de fusion

1 - Dans le menu "CALCUL", choisissez "Roches magmatiques",

2 - Dans le menu "MAGMATISME" -> "Travaux expérimentaux" .

En laboratoire, on porte un mélange initial à différentes pressions P et températures T. On note les modifications observées au sein de cet échantillon: les résultats pour chaque pression et chaque température sont reportés sur un graphe.

Le logiciel montre ce que l'on obtient avec un mélange de Quartz et de Kaolinite, qui donne un magma granitique: la courbe obtenue est appelée courbe de fusion ou solidus du magma granitique:

• pour des valeurs faibles de la température, le mélange Quartz + Kaolinite reste solide,
• pour certaines valeurs - différentes selon la Pression - le mélange commence d'entrer en fusion: la courbe solidus sépare la zone où le mélange est solide de celle où il commence à devenir liquide.

Elle a valeur didactique dans ce chapitre: voyons ce qu'il en est d'une courbe de fusion dans le cas d'un magma basaltique comme dans une dorsale.

 

Etude de la formation des magmas basaltiques

1 - Dans le menu "CALCUL", choisissez "Roches magmatiques",

2 - Dans le menu "MAGMATISME" -> "Formation des magmas" -> Magma basaltique.

 

On obtient un graphe P / T par défaut, avec le géotherme en orangé et le solidus en vert . Il est nécessaire de préciser le contexte géodynamique.

 

3 - Dans le menu "CALCUL" -> "Gradient géothermique" -> choisissez "gradient élevé des zones de distension", soit 75°/km, validez votre choix.

Notez le commentaire et le schéma du contexte géodynamique. Déplacez-vous sur le géotherme pour constater comment varie la température en fonction de la profondeur.

 



 

4 - Dans le menu "PREFERENCES" -> "Milieu anhydre", représentez la limite croûte-manteau (L) pour la repérer (vous la retirerez ensuite, car elle gêne le haut du graphe).

Inversez le graphe de façon à avoir la profondeur et la pression vers le bas comme l'indique le repère ci-contre à droite ->.

Portez, à l'aide du curseur, l'axe Pression jusqu'à la valeur 1200 MPa au moins, soit un peu moins de 40 km et l'axe Température jusqu'à 1300°C au moins.

 

On se propose de repérer sur le graphe P / T les conditions de la fusion de la péridotite: celle-ci ne peut s'effectuer que si la courbe de fusion est franchie: l'est-elle dans la croûte ou le manteau?

Lorsqu'on suit le géotherme, notez le (ou les) endroit(s) où celle-ci est franchie. Déterminer avec le plus de précision possible, les températures et les profondeurs correspondant à ce (ou ces) point(s) particulier(s).



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La baisse de pression qui résulte de l'ascension de matériel chaud du manteau, qui se fait sans perte de chaleur (décompression adiabatique), déclenche une fusion partielle des péridotites du manteau: elles sont constituées d'olivine, de pyroxène (minéraux ferro-magnésiens) et de plagioclases (minéraux alumino-calciques).

Les plagioclases fondent en premier, conférant au liquide magmatique une composition en Ca et Al plus riche que la péridotite initiale. Le "jus" stagne dans la chambre magmatique et se différencie progressivement en liquide de composition basaltique.

 

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Des expériences de laboratoire telles que celles relatées dans l'activité précédente ont été réalisées afin de reconstituer les conditions qui existent dans le manteau supérieur. Dix mg d'un nodule de péridotite réduit en poudre sont soumis à une pression d'un GPa et à une température de 1300°C.

L'échantillon est recueilli après l'expérience. On observe par rapport à la péridotite de départ qui n'a pas subi l'expérience, qu'il existe entre les grains d'olivine et de pyroxène, quelques % d'un volume silicaté que les pétrographes appellent "verre".

On réalise ensuite, à l'aide d'une microsonde électronique, l'analyse chimique de la péridotite de départ, d'un basalte océanique, du verre obtenu:

 

ROCHES	PERIDOTITE ASTHENOSPHERIQUE	BASALTE	VERRE APPARU DANS L'EXPERIENCE
Eléments
O	44,21	43,32	43,05
Si	20,30	22,62	21,89
Al	1,07	8,65	7,19
Mg	26,31	4,12	6,77
Fe	6,66	9,76	9,93
Ca	1,29	7,26	8,73
Na	0,07	2,81	1,76
K	0,08	1,45	0,69

 

La composition minéralogique de la péridotite de départ est la suivante:

 

Olivine	(Fe, Mg) SiO4
Pyroxènes ferro-magnésiens	(Mg, Fe)2 Si2O6
Pyroxènes calciques	(Mg, Fe) CaSi2O6
Feldspaths calco-sodiques	Ca Al2Si2O8 - Na AlSi3O8 (série continue)

1 - Recherchez dans ces résultats les arguments en accord avec l'idée que les roches de la croûte océanique proviennent de la fusion partielle des péridotites asthénosphériques.

2 - Recherchez une explication à la différence de composition entre la péridotite et le verre obtenu, et donc le basalte.

 



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Les premiers minéraux formés sont ceux qui cristallisent à haute température et qui sont les plus denses: l'olivine en particulier. Ils se déposent sur le fond, formant des cumulats. Les laves basaltiques migrent vers la surface en fracturant périodiquement le toit de la chambre magmatique comme l'attestent les multiples filons situés sous les basaltes. Des gabbros massifs cristallisent en profondeur contre les parois de la chambre, formant une deuxième couche sous les basaltes.

Une telle succesion de roches se retrouvent sur les continents, au niveau des bordures océaniques (Oman) ou au coeur des chaînes de type alpin (Alpes au Chenaillet et Himalaya): on les appelle des ophiolites, car leur altération donne l'aspect écailleux de la peau de serpent.

Ces séries ophiolitiques constituent des fragments de plancher océanique "poussés" sur une marge continentale à la suite de puissants mouvements tectoniques.

 

Les magmas donnent donc naissance à une nouvelle croûte océanique dont l'échantillonnage révèle une succession verticale caractéristique, de haut en bas:



• des basaltes, roches de texture microlitique, pétrifiées brutalement au contact de l'eau de mer, formant des laves en coussin ("pillow-lavas") et des filons,

Affleurement de basaltes formant le pillow (CHENAILLET)

Empilement de basaltes en boules et en tubes (détail de l'affleurement)

• des gabbros, roches de texture grenue, de composition basaltique, traversées par de nombreux filons basaltiques,

Echantillon de gabbro en affleurement, observé à l'oeil nu (CHENAILLET)

Lame mince de gabbro observé au microscope en LPA

• des péridotites, roches du manteau supérieur, représentant la portion réfractaire à la fusion partielle, restée sur place après l'expulsion des "jus" magmatiques.

Echantillon de péridotite observé à l'oeil nu (CHENAILLET)

Comparaison, à l'oeil nu, de deux péridotites

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Lorsque le magma refroidit, l'ordre de cristallisation standard des minéraux est: Olivine -> Pyroxène -> Plagioclase. Observez les gabbros: qu'apporte l'examen de leur couleur quant à l'ampleur de la fusion partielle?

 

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N.B. Le schéma structural ci-dessus correspond à celui d'une dorsale rapide, conforme au profil-type de PENROSE (dorsale Pacifique) et qu'on retrouve dans tous les ouvrages de 1ère S et de Terminale S.

Celui qui conviendrait mieux à la dorsale de l'océan Ligure du Chenaillet est le schéma d'une dorsale lente (dorsale Atlantique), que vous pouvez découvrir en cliquant sur l'icône ci-contre.

Sur le terrain les arguments qui militent en faveur de cette option sont notamment:

• l'inexistence d'un véritable complexe filonien: les filons de basalte (photographie ci-contre) sont rares et cette caractéristique témoigne de fracturations épisodiques lors de l'accrétion (vitesse faible),
• la faible épaisseur des zones basaltique et gabbroïque (quelques centaines de mètres, au lieu de quelques km sur le profil-type) bien visible sur la photographie "Chenaillet" ci-dessus.   

1.2 MODIFICATION DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE

De part et d'autre de la dorsale, la lithosphère dérive: il y a accrétion du plancher océanique, qui subit des modifications remarquables.



1.2.1 Modifications de la composition chimique
La jeune croûte est le siège d'une circulation intense d'eau de mer: cette circulation hydrothermale est à l'origine de modifications chimiques des roches du plancher. Les minéraux sont altérés:

• plagioclases transformés en argiles,
• pyroxènes et péridots remplacés par de la serpentine.

Cette transformation correspond à une hydratation des minéraux, c'est-à-dire d'un point de vue chimique à une incorporation de radicaux hydroxyles (OH-).
Par ailleurs, les eaux qui circulent s'échauffent et se chargent en éléments (Fe, Mn, Zn, Cu, S,): en remontant vers la surface, elles donnent naissance à des sources hydrothermales expulsant, dans l'eau froide des fonds océaniques, des eaux très chaudes (jusqu'à 350°C) qui déposent des sulfures de fer, de zinc, de cuivre en édifiant des cheminées de plusieurs mètres de hauteur, les fumeurs.

Ces circulations hydrothermales ont donc plusieurs conséquences:

• hydratation des minéraux du plancher,
• transfert d'éléments de la croûte vers l'océan,
• évacuation de chaleur participant au refroidissement du plancher.

 

1.2.2 Modification de la densité

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Flottabilité de la plaque océanique

On considère une portion de lithosphère (constituée de la croûte et du manteau supérieur), d'autant plus éloignée de la dorsale qu'elle est plus âgée.

Age de la croûte océanique (en MA)	9	16	25	100	150	Croûte continentale
Epaisseur de la croûte (en km)	6	6	6	6	6	40
Epaisseur de la lithosphère (en km)	30	40	50	100	120	130
Densité de la lithosphère
Densité de la croûte continentale: 2,82				Densité de la croûte océanique: 3
Densité du manteau supérieur: 3,3				Densité de l'asthénosphère: 3,25

 

A l'aide des données qui vous sont fournies, vous calculerez les variations de densité de la lithosphère au fur et à mesure que l'on s'éloigne de la dorsale océanique, sachant qu'elle est une moyenne pondérée de celle de ses deux composants.

Vous comparerez ces valeurs à la densité de l'asthénosphère et vous déterminerez l'âge à partir duquel la flottabilité de la plaque océanique n'est plus assurée.

Quel peut être son devenir?

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Au niveau des dorsales, la lithosphère renflée, mince et chaude, "flotte" sur l'asthénosphère. En s'en éloignant, elle se refroidit lentement: son épaisseur et sa densité augmentent et par là, la lithoshère s'enfonce progressivement dans l'asthénosphère.
C'est donc aussi une lithosphère dont l'âge est de plus en plus grand au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale: surmontée d'une hauteur d'eau plus épaisse, certaines marges continentales sont marquées par des fosses profondes, témoignant d'une rupture de la "flottaison" de la lithosphère sur l'asthénosphère: ce phénomène est appelé subsidence.
Ce mécanisme, appelé subduction, caractérise les marges continentales actives, marquées par une sismicité et un volcanisme particuliers qui seront étudiés en Terminale.

 

1.2.3 Métamorphisme dans le massif du Chenaillet

Les modifications du plancher océanique peuvent être observées sur le terrain: les ophiolites du Chenaillet se prêtent à une telle étude et nous choisirons les gabbros plutôt que les basaltes. Ces deux roches ont en effet approximativement la même composition chimique simple, mais les basaltes n'ont pas de minéraux visibles à l'oeil nu, alors que les gabbros ont une structure grenue à gros grains, liée à leur mode de mise en place. De ce fait leurs modifications en réaction aux conditions de pression et de température sont facilement visibles à l'oeil nu.

 

Le gabbro "d'hier"

 

Gabbro observé à l'oeil nu (zone C1)  Le contact net entre plagioclases clairs Na (Si3AlO6) / Ca (Si2Al2O8) et clinopyroxènes sombres à reflets brillants (SiAl2O3)2 Ca (Fe, Mg, Al) souligne le parfait équilibre entre ces minéraux.

 

Les gabbros "d'aujourd'hui" ou métagabbros




Gabbro à minéraux coronitisés observé à l'oeil nu (zone C2) Les clinopyroxènes gris brunâtres, au contact des plagioclases - ces deux minéraux jouant le rôle de réactants - ne montrent plus de bords nets, mais une auréole d'une amphibole gris sombre, la hornblende - constituant un produit -. Les auréoles de hornblende Na Ca2 (Mg, Fe)4 Al3Si6O22 (OH) traduisent un gradient de transformation minéralogique.
Gabbro déformé observé à l'oeil nu (zone C2) montrant des secteurs très déformés (avec des plans de foliation) et d'autres moins déformés, traduisant un gradient de déformation.
Gabbro observé à l'oeil nu, avec minéraux verts (zone C3) représentés par la chlorite (Mg, Fe, Al)6 (Si, Al)4 O10 (OH)8 et l'actinote Ca2 (Mg, Fe)5 Si8O22 (OH)2 disposées comme s'ils étaient chenalisés dans la zone déformée.

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Essayez de relier les observations réalisées ci-dessus avec les informations apportées dans le § 1.2.1: quels semblent être les facteurs responsables des transformations constatées? Comprenez-vous pourquoi le géologue est à la recherche des échantillons de zones peu déformées pour comprendre les modifications subies par les roches du plancher océanique.

 



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Trajet PTt des gabbros du Chenaillet

 

On cherche à visualiser en fonction du temps (t) les modifications de pression (P) et de température (T) subies par ces gabbros au cours de la mise en place du plancher océanique.

Pour ce faire nous allons encore utiliser le logiciel "PRESSION, TEMPERATURE ET FORMATION DES ROCHES".

 

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A l'aide du logiciel , vous placerez, dans un diagramme P-T, les domaines de stabilité des minéraux observés ci-dessus. Vous suivrez le protocole suivant (menus):

- CALCUL -> Etude des roches métamorphiques

- METAMORPHISME  -> Les associations de minéraux 

-> choisir la courbe d'équilibre:

- chlorite+/chlorite-

- celle de la hornblende se situe vers 700°C, à la limite entre le domaine "amphibolites" et le domaine "gabbros".

-> positionner les domaines du métamorphisme:

- amphibolites

- schistes verts

- Vous obtenez ainsi une grille pétrogénétique donnant des indications sur les divers degrés du métamorphisme et permettant de préciser la paragénèse (conditions de formation) des différentes roches, par l'analyse de leurs associations de minéraux.

La position initiale en termes P-T de ces gabbros se situe dans le domaine Clinopyroxènes-Plagioclases:

• P<10km - 700<T<1100°C (domaine C1)

Pour modéliser les positions ultérieures successives, vous utiliserez les informations fournies par les observations pour fixer les domaines de stabilité des minéraux (toujours au minimum des conditions évaluées):

• minéral coronitisé: P = .......................; T = ....................... (domaine C2)
• minéral "couloir" : P = .......................; T = ....................... (domaine C3)
• position actuelle: P = 10°C ; T = 0 m (domaine C4).

Tracer le chemin PTt suivi par ces métagabbros du Chenaillet. Le métamorphisme dont sont affectés les gabbros du Chenaillet appartient au faciès schistes verts.

 



 

Justifiez, en étudiant les relations géométriques entre les minéraux sombres et les minéraux clairs verdâtres, la succession des réactions chimiques révélées par le trajet PTt.

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Thème 2: Les marges continentales passives

Aux marges actives on oppose les marges continentales passives et stables, zones de transitions entre les continents et les océans et dont la limite n'est pas actuellement le siège de manifestations tectoniques.

2.1 CARACTERISTIQUES D'UNE MARGE CONTINENTALE PASSIVE

Les bordures est et ouest de l'Atlantique, exceptée la région des Antilles, constituent un bel exemple de telles marges.

Essayons de voir comment la géologie des marges passives révèle les phases précoces de l'océanisation.



2.1.1 La topographie des fonds sous-marins est marquée par l'existence:

• d'un plateau continental peu profond (0 à -200 m) et d'une largeur variant entre quelques dizaines et quelques centaines de km: la Manche est, par exemple un vaste plateau continental.
• d'un talus continental descendant de -200 m à -3 000 à -4 000 m avec une pente de l'ordre de 7%, entaillé de profonds canyons sous-marins dans lesquels s'éboulent les sédiments vers les grands fonds.
• d'un glacis de raccordement entre croûte continentale et croûte océanique où s'entassent les sédiments détritiques.

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Exemple au large de la Galice: carte bathymétrique de la marge ouest-ibérique (isobathes tous les 500 m) avec la localisation des forages DSDP (leg12: site 120), IPOD (Leg 47B : site 398) et ODP (Leg 103 : sites 637, 638, 639, 640, 641; Leg 149 : sites 897, 898, 899,900,901), de la transition océan continent (d'après Beslier et al. 1993).



 

Imprimez la carte et réalisez un profil bathymétrique W-E à 42° de latitude nord. Vérifiez votre travail à l'aide de la carte ci-contre.

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2.1.2 La structure géologique est révélée par l'exploration sismique. On rappelle ici que la sismique réflexion permet de déterminer l'épaisseur des couches, la forme des structures, la position des contacts; la sismique réfraction, la vitesse des ondes et donc la nature des roches.

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Profil de sismique-réflexion au large de la Galice (entre 11 et 13° de longitude W et à 42° de latitude nord: correspondant au profil bathymétrique réalisé ci-dessus).

Imprimez le document en format paysage et faites-en, avec un feutre de couleur, une interprétation structurale en vous inspirant de celle proposée à l'adresse suivante:

http://www.didiersvt.com/cd_1s/html/c5/c5a2.htm

 

Utilisez les indications apportées par trois forages sur la nature, l'âge des roches prélevées et leur épaisseur.

 

Vous colorerez les différents sédiments qui s'inscrivent dans un contexte tectonique de blocs basculés ou hémigraben, en repérant les sédiments prérifts, synrifts et postrifts: le lien établi avec les termes "blocs basculés ou hémigraben" présente les définitions de ces sédiments et la manière de les repérer sur un profil. Vous les repèrerez également sur l'échelle stratigraphique ci-contre.

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Les profils montrent que:

• la croûte continentale est amincie: de 30 km à l'aplomb du rivage, l'épaisseur n'est plus que de 7 à 10 km au niveau du glacis.
• la croûte continentale est fracturée par des failles concaves vers le haut, les failles listriques, délimitant des blocs basculés ou hémigraben d'une largeur moyenne de 15 km ayant subi un déplacement complexe: affaissement et glissement vers le large associés à un basculement vers le continent. Ces déplacements caractérisent un étirement de 30 à 40%.

La croûte fracturée est recouverte de sédiments dont les plus anciens sont affectés par les failles et sont eux aussi basculés, les plus récents ne l'étant pas.

2.2 ENREGISTREMENT DE L'HISTOIRE PRECOCE D'UN OCEAN

Toutes ces caractéristiques sont liées à l'origine de ces marges continentales qui ont enregistré les stades de la déchirure de la lithosphère continentale au moment où est né l'océan qu'elles bordent actuellement.

Essayons de comprendre comment les structures observées permettent de reconstituer les premières phases de l'océanisation.

  Vous allez utiliser un "Système d'information Géographique" (S.I.G.) en ligne pour rechercher les caractères morphologiques et géologiques qui indiquent le début de la naissance d'un océan dans la dépression de l'Afar (autour de Djibouti, plus précisément autour du lac Assal, indiqué sur la carte ci-dessus).

Se connecter à l'adresse suivante :  http://atlas.geo.cornell.edu/ima.html ou http://www.discoverourearth.org/webmap/ Une aide en français, destinée à gérer le SIG, est fournie à l'adresse: http://www.ac-orleans-tours.fr/svt/SIG/dossiers/sig_cornell/dossier/html/pccornell.htm Affichez la carte de la région de l' Afar, le relief, les volcans, les séismes ... en sélectionnant un rectangle sur le planisphère en couleur Validez en cliquant sur "Submit request" Cliquez sur "Show Data Sets"... ... sur "Geography", , puis double-cliquez sur "Lakes" ... sur "Geology", puis d-c sur "Volcanoes" ... sur "Geophysic", puis d-c sur "IDC seismicity (by deph)" ... sur "Images/Grids", puis d-c sur "Topography Hill Shaded" Supprimer "ocean" (après l'avoir sélectionné) avec "Clear   Selected Item" Validez en cliquant sur "Submit request" Affichez un profil topographique N-O / S-E au niveau du lac Assal Cliquez sur "Tools/Utils" Cliquez sur "Profile Maker"... ... puis sur "Crustal cross section"  ... puis sélectionnez "Topography", ... puis "Select points from map", cliquez de part et d'autre du lac Assal ou à défaut entrez: Lon 1:     42°             Lon 2:     43° Lat  1:     12°             Lat 2:      11° Cliquez sur "Extract cross section"  Affichez le Moho et les sédiments : Cliquez sur "Tools/Utils" Cliquez sur "Profile Maker"... ... puis sur "Crustal cross section" ... puis sélectionnez "Topography", ... puis "MENA Moho, MENA Basement"  ... puis "Select points from map", cliquez de part et d'autre de la dépression de l'Afar ou à défaut entrez: Lon 1:     39°             Lon 2:     46° Lat  1:     14°             Lat 2:       9° Cliquez sur "Extract cross section" Cliquer sur les miniatures   pour voir les cartes    Carte de l'Afar   Profil topographique   Moho et sédiments

LA NAISSANCE D'UN OCEAN Travail à réaliser en présentant vos productions sur une page Word:   Observez et figurez sur les documents obtenus: - la dépression de l'Afar bordée à l'est et à l'ouest par les plateaux Somalien et Éthiopien - la disposition des volcans et des séismes. Recherchez, en rédigeant en une liste qui ne comportera pas plus de 100 mots, - les caractères morphologiques, - les caractères géologiques...  ... indiquant le début de la formation d'un océan dans cette région

Documents sur le lac Assal
Photographie satellite de l'Afar	Relief de l'Afar	Photographie satellite à l'ouest de Djibouti	Relief à l'ouest de Djibouti	Photographie 1 du lac Assal	Photographie 2 du lac Assal

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Il ressort de cette étude que la formation d'un océan passe par les stades suivants:

2.2.1 Etirement et amincissement de la croûte continentale constituent le prélude à l'écartement des futures plaques: un rift continental se met en place, qui révèle un fossé central effondré bordé par des failles normales. 

Carte de l'activité sismique de l'Afrique		Carte géomorphologique des Afars (Afrique de l'est)
Carte structurale simplifiée du rift est-africain De la Mer Rouge au Zambèze, le rift est-africain fait plus de 6000 km de long sur 40 à 60 km le large. Il se sépare en deux branches est et ouest au niveau du linéament d'Assoua.



Des sédiments à la fois lacustres et fluviatiles s'y accumulent, on peut noter aussi des dépôts d'évaporites (roches salines) et des émissions volcaniques aériennes.
Le rift est africain (Afars-Ethiopie-Grands lacs) constitue à l'heure actuelle un "laboratoire géologique" exceptionnel, mais mentionnons aussi le Fossé rhénan et le Briançonnais, dont les histoires sont de nature plus complexe.

2.2.2 Ebauche du plancher du futur océan par création de croûte océanique qui s'intercale entre les marges continentales: ce phénomène peut être observé dans la région nord du rift est africain (Afars).

Quelle est la relation entre l'émergence d'un panache mantellique et la rupture continentale ?  Traitement d'images et modélisation - Thierry SOURIOT, Ingénieur de Recherche au C.N.R.S.

2.2.3 Invasion marine: la mer submerge le rift, un bassin étroit de type "Mer Rouge" s'installe. Sur les bords se déposent des sédiments calcaires (récifs coralliens), au centre, des boues fines et noires, riches en matière organique sédimentent.

2.2.4 Elargissement de la mer en un véritable océan de type "Océan Atlantique": les dépôts détritiques grossiers du littoral passent à des sédiments carbonatés plus fins vers le large (granoclassement horizontal).