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5 : Bassins océaniques - Géosciences


5: Bassins océaniques

Où est le cinquième océan ?

L'océan Austral est constitué de l'océan entourant l'Antarctique sur tous les degrés de longitude et jusqu'à une limite nord à 60 degrés de latitude sud (qui est également la limite du Traité sur l'Antarctique des Nations Unies).

La moitié des pays ayant répondu étaient favorables à 60 degrés au sud, tandis que sept seulement préféraient 50 degrés au sud comme limite nord de l'océan. Même avec un soutien de seulement 50 pour cent pour 60 degrés, l'OHI a décidé que puisque 60 degrés sud ne traversent pas la terre et que 50 degrés sud traversent l'Amérique du Sud, 60 degrés sud devraient être la limite nord de l'océan nouvellement délimité.


Bassin de l'océan Atlantique

L'océan Atlantique est le deuxième plus grand des cinq océans de la Terre, le plus fréquenté et le plus étudié, principalement en raison de son importance dans le trafic maritime entre l'Europe et l'Amérique du Nord. Le nom de cet océan est dérivé d'Atlas, l'un des Titans de la mythologie grecque.

L'océan Atlantique occupe environ 20 pour cent de la surface de la Terre, représentant environ 75 millions de kilomètres carrés (29 millions de miles carrés). Cela comprend ses mers marginales : la mer Baltique, la mer Noire, la mer des Caraïbes, le détroit de Davis, le détroit du Danemark, une partie du passage de Drake, le golfe du Mexique, la mer Méditerranée, la mer du Nord, la mer de Norvège et la quasi-totalité de la mer du Scotia.

L'Atlantique est divisé en deux sections nominales : la partie au nord de l'équateur est appelée l'Atlantique Nord la partie au sud de l'équateur, l'Atlantique Sud. L'Atlantique Sud est arbitrairement séparé de l'océan Indien à l'est par le méridien de 20° Est et du Pacifique à l'ouest le long de la ligne de plus faible profondeur entre le cap Horn et la péninsule Antarctique. L'océan est essentiellement un canal nord-sud en forme de S, s'étendant de l'océan Arctique au nord à l'océan Austral au sud, et situé entre la côte orientale des continents américains et les côtes occidentales de l'Europe et de l'Afrique.

L'océan Atlantique a une profondeur moyenne de 3 926 mètres (12 881 pieds). À son point le plus profond, dans le Milwaukee Deep dans la tranchée de Porto Rico, le fond se trouve à 8 605 mètres (28 231 pieds) sous la surface.

L'Atlantique a commencé à se former pendant la période jurassique, il y a environ 150 millions d'années, lorsqu'une faille s'est ouverte dans le supercontinent du Gondwana, entraînant la séparation de l'Amérique du Sud et de l'Afrique. * La séparation se poursuit aujourd'hui à un rythme d'environ 2,5 centimètres (environ 1 pouce) par an le long de la dorsale médio-atlantique.

Le long des côtes américaines, africaines et européennes se trouvent les plateaux continentaux du bassin atlantique. Ce sont des zones de débris emportés par les continents. Les crêtes et les élévations sous-marines s'étendent à peu près d'est en ouest entre les plateaux continentaux et la dorsale médio-atlantique, divisant les fonds océaniques est et ouest en une série de bassins, également connus sous le nom de plaines abyssales. Les trois sous-bassins du côté américain de la dorsale médio-atlantique ont une profondeur de plus de 5 000 mètres (16 400 pieds) : le bassin nord-américain, le bassin brésilien et le bassin argentin. La rive euro-africaine est marquée par plusieurs bassins plus petits mais tout aussi profonds : les bassins ibérique, canarien, cap-vert, sierra-léonais, guinéen, angolais, du cap et des aigles.

La cassure de la dorsale à l'équateur, appelée sillon de la Romanche, est importante car elle donne aux eaux profondes de l'océan une brèche à traverser, qui influence les courants et la température de l'océan Atlantique.


5: Bassins océaniques

Les bassins océaniques

Les bassins océaniques couvrent la plus grande superficie de la surface de la Terre. Cependant, en raison de la tectonique des plaques, la plupart des lithosphères océaniques finissent par être subductées. Ainsi, la seule lithosphère océanique existante a un âge plus jeune que le Jurassique et se trouve aux endroits les plus éloignés des centres d'expansion océaniques. Sauf dans les zones où le magmatisme est suffisamment intense pour construire des structures volcaniques au-dessus du niveau de la mer, la plupart du magmatisme océanique est difficile d'accès. Des échantillons de roches peuvent être obtenus lors du forage, du dragage et des expéditions de petits sous-marins au fond de l'océan. De nombreux échantillons ont été récupérés et étudiés à l'aide de ces méthodes. La majeure partie du magmatisme est basaltique. Pourtant, peu d'expéditions de forage ont pénétré à travers la couverture sédimentaire et dans la lithosphère océanique. Néanmoins, nous avons une assez bonne compréhension de la structure de la lithosphère océanique à partir des études sismiques et des ophiolites.

Ici, nous examinerons d'abord les ophiolites, puis discuterons du magmatisme basaltique en général, puis des divers environnements océaniques où l'activité magmatique s'est produite.

    Les dorsales océaniques - ce sont les centres d'expansion océaniques où une gamme relativement petite de compositions chimiques de basaltes est entrée en éruption pour former la couche basaltique de la croûte océanique. Ce type chimique de basalte est appelé Basaltes de Mid Ocean Ridge (MORB). Dans certaines régions, en particulier en Islande, où il y a eu une grande effusion de basaltes sur la dorsale océanique, des basaltes appelés Basaltes enrichis de la dorsale médio-océanique (EMORB)ont été éclatés.

  1. Le plan Cpx-Plag-Opx est le plan critique de saturation en silice. Les compositions qui contiennent Qtz dans leurs normes sont tracées dans le volume Cpx-Plag-Opx-Qtz, et seraient considérées comme de la silice sursaturée. Les basaltes qui figurent dans ce volume sont appelés Tholéiites quartzifères.

Notez que les basaltes tholéiitiques sont des basaltes qui montrent une relation de réaction de l'olivine au liquide qui produit un pyroxène à faible teneur en Ca comme la pigeonite ou l'Opx. Les tholéiites à olivine et les tholéiites à quartz présenteraient une telle relation et finiraient par précipiter soit l'Opx, soit la pigeonite.

Bien que certaines informations soient perdues dans la projection, nous pouvons toujours traiter ces deux diagrammes de phases de la même manière que nous traitons les diagrammes de phases normaux. Notez qu'une composition se projetant dans le champ Ol + Plag + Liq dans la partie Ol-Cpx-Ne du diagramme cristalliserait d'abord le Plagioclase et se déplacerait sur le plan de projection. Ensuite, Ol précipiterait et la composition du liquide changerait dans un chemin direct à partir du coin Olivine du diagramme jusqu'à ce qu'il atteigne la cotectique Ol+Plag+Cpx+Liq. Pour les compositions de ce côté du diagramme, la composition liquide changerait alors le long de la courbe limite jusqu'à ce qu'elle finisse par précipiter la néphéline.

En revanche, une composition se projetant dans le triangle Ol-Cpx-Qz cristalliserait d'abord le plagioclase puis cristalliserait l'olivine. La composition liquide s'éloignerait alors directement d'Olivine jusqu'à ce qu'elle atteigne la courbe limite Ol+Plag+Cpx. Mais ces compositions suivraient alors un chemin s'éloignant de la jointure Ol-Cpx vers le coin Qz du diagramme et finiraient par précipiter Opx.

Comme le montrent ces données expérimentales, la jointure Ol-Cpx (qui est la projection du plan critique de sous-saturation en silice) est une division thermique à basse pression. Ainsi, le fractionnement cristallin à basse pression des basaltes tholéiitiques ne peut pas produire de basaltes sous-saturés en silice et le fractionnement cristallin à basse pression des basaltes sous-saturés en silice ne peut pas produire de basaltes tholéiitiques.

La péridotite du manteau, car elle contient de l'Opx, serait tracée dans la partie Ol-Cpx-Opx du diagramme. A noter qu'à basse pression, seuls des liquides sursaturés en silice pourraient être produits par fusion d'une telle péridotite. De plus, en raison de la division thermique à basse pression, des liquides sous-saturés en silice ne pourraient jamais être produits à moins que la péridotite n'ait une composition sous-saturée en silice (c'est-à-dire qu'elle était normative en néphéline).

    Le plan critique de sous-saturation en silice est une division thermique aux basses pressions (inférieures à environ 10 kb) et n'est pas une division thermique aux pressions plus élevées.

Basaltes de Mid Ocean Ridge (MORB)

Composition

Éléments majeurs - Nous examinons ici la chimie générale des éléments majeurs des MORB et des EMORB.

    • Au niveau des dorsales océaniques, les basaltes ont éclaté dans une composition allant des tholéiites à Olivine aux tholéiites à Quartz. Les compositions sont généralement limitées au basalte, c'est-à-dire moins d'environ 52% de SiO2. Le diagramme présenté ici est appelé diagramme AFM. Il s'agit d'un diagramme de variation triangulaire qui trace le total des alcalis au coin A, le fer total au coin F et le MgO au coin M. Comme indiqué, les MORB présentent une gamme restreinte de compositions qui s'inscrivent dans une tendance linéaire s'éloignant des compositions de pyroxènes et d'olivines riches en magnésium.


    C'est la tendance qui serait attendue de la cristallisation fractionnée impliquant l'élimination des olivines et des pyroxènes à cristallisation précoce d'un liquide basaltique tholéiitique. Notez que la tendance est souvent appelée tendance à l'enrichissement en Fe.

      • La suite rocheuse qui a éclaté en Islande montre une gamme beaucoup plus large de compositions chimiques. Alors que les EMORB prédominent, des roches intermédiaires comme les icelandites et des roches siliceuses comme les rhyolites sont également présentes. Tracés sur un diagramme AFM, nous voyons que les EMORBs montrent une gamme de compositions qui résultent probablement du fractionnement des cristaux d'olivines et de pyroxènes riches en Mg à cristallisation précoce. Avec un fractionnement continu, les liquides suivent une tendance d'enrichissement en Fe pour produire les icelandites.


      Au cours de cette séquence, les olivines et les pyroxènes devraient s'enrichir davantage en Fe, ce qui aurait tendance à faire quelque peu fléchir la tendance. Mais au pic de l'enrichissement en Fe, il apparaît que les liquides sont devenus si riches en Fe qu'une phase riche en Fe, comme la magnétite, rejoint l'assemblage minéral de cristallisation précoce. Le fractionnement de cet assemblage minéral riche en Fe entraînerait alors un épuisement du Fe dans les liquides successifs, entraînant les compositions liquides vers la rhyolite. Ainsi, le fractionnement des cristaux semble être responsable de la principale variété de roches trouvées en Islande.

      Les EMORB et les basaltes alcalins trouvés en Islande sont plus proches des OIB et seront discutés plus en détail avec les OIB ci-dessous. Ici, nous tournons notre attention vers ce que la chimie des éléments majeurs des MORB nous dit sur leur origine.

      Le diagramme de phase projeté présenté ici est le système Ol-Cpx-SiO2, la face avant du tétraèdre de basalte. Le diagramme montre la cotectique projetée le long de laquelle Ol + Plag + Cpx + Liquide sont en équilibre tel que déterminé par des expériences à 1 atmosphère sur de nombreuses compositions de basalte. Les flèches sur la courbe limite indiquent la direction de la chute de température. Sont également montrées des parties de la cotectique Ol + Plag + Opx + Liq et des parties de la cotectique Cpx + Plag + Opx + Liq. Notez que ces trois courbes limites se rencontrent à un point du diagramme où Ol + Cpx + Opx seraient en équilibre avec le liquide.

      Ces courbes limites d'intersection sont également affichées à des pressions de 10, 15 et 20 kb. La fusion partielle de la péridotite, contenant Ol + Cpx + Opx à n'importe laquelle de ces pressions produirait d'abord des liquides avec une composition à l'intersection des courbes limites. Notez que la composition du premier liquide produit s'éloigne du SiO2 coin du diagramme avec une pression croissante.

      Étant donné que Cpx serait la première phase solide à disparaître pendant la fusion, une fusion supplémentaire de la péridotite à l'une de ces pressions produirait des liquides avec des compositions qui se situent le long de la courbe limite Ol - Opx à chaque pression.

      Imaginons qu'un liquide soit produit à une pression de 20 kb par fusion partielle de péridotite. Précisons en outre que la fusion produit un liquide avec une composition à la pointe de la flèche sur la limite de phase Ol-Opx à 20 kb. Si ce liquide est ensuite porté à basse pression, proche de 1 atm. et les fractions d'olivine, la composition du liquide va maintenant changer le long de la ligne pointillée dans un chemin direct loin de l'olivine. Le fractionnement de l'olivine à basse pression finira par amener la composition liquide à atteindre la courbe limite Ol-Cpx. Un fractionnement supplémentaire impliquant l'élimination de l'olivine et du Cpx entraînera une modification de la composition du liquide le long de la courbe limite de 1 atm.

      La composition des verres MORB (représentant probablement des magmas MORB) est indiquée par un champ ombré sur le diagramme. La variation de la composition des verres MORB est cohérente avec le fractionnement Olivine suivi d'un fractionnement Ol + Cpx à basse pression. Mais, notez comment les compositions des verres MORB les plus primitifs (les moins fractionnés) restreignent les conditions de pression dans lesquelles les verres MORB primaires (non fractionnés) auraient pu se former par fusion de la péridotite. De faibles degrés de fusion à 15 kb pourraient produire des liquides qui pourraient se fractionner par élimination de l'olivine à basse pression pour produire les verres primitifs MORB, et des degrés de fusion plus élevés à des pressions de 15 à 20 kb pourraient également produire de tels liquides. Mais, les compositions de fusions partielles de péridotite du manteau à des pressions inférieures à 15 kb sont incompatibles avec la composition des verres MORB. Ainsi, il apparaît que les liquides MORB primaires ne peuvent être produits que par fusion de péridotite à des pressions supérieures à 15 kb.

      • Oligo-éléments. Les MORB montrent généralement un épuisement des éléments hautement incompatibles par rapport aux éléments moins incompatibles. Cela suggère que les MORB sont dérivés d'une source de manteau qui est également appauvrie en éléments hautement incompatibles. Pour voir cela, nous introduisons ici un type légèrement différent de diagramme d'éléments traces.

      Sur le diagramme la concentration de chaque élément trace dans les roches (MORBs dans ce cas) est divisée par la concentration estimée pour la Terre Bulk. Les oligo-éléments sont tracés par ordre d'incompatibilité décroissante, du plus incompatible au moins incompatible.


      Notez que cela est similaire aux diagrammes REE dont nous avons discuté précédemment. En fait, des terres rares représentatives sont incluses dans le diagramme (La, Ce, Nd, Sm, & Yb). A noter que les oligo-éléments les plus incompatibles sont appauvris par rapport aux éléments les moins incompatibles. Pour les ETR, il s'agit d'un modèle appauvri en LREE. Pour voir pourquoi un tel modèle suggère que ces roches proviennent d'une source mantellique appauvrie, nous devons explorer davantage.

      Imaginez que nous commençons avec un manteau qui a la composition de la Terre en vrac. Un tel manteau aura des concentrations d'éléments traces égales à la terre en vrac, et donc les concentrations d'éléments traces normalisées seront toutes tracées à une valeur de 1,0


      Si nous fondons ce manteau, par exemple pour produire une croûte primitive, les éléments traces incompatibles dans la roche résiduelle afficheront des valeurs inférieures à celles de la Terre en vrac d'origine. Les éléments les plus incompatibles montreront le plus d'épuisement. Cela produirait ce que nous appelons un manteau appauvri. Si nous fondons ce manteau appauvri, les oligo-éléments incompatibles seront préférentiellement partagés dans la masse fondue. À des degrés de fusion plus élevés, la configuration des éléments traces du liquide produit sera étroitement parallèle à la roche mère du manteau appauvri, mais toutes les concentrations seront plus élevées.

      Ainsi, les MORB, qui montrent un épuisement des éléments les plus incompatibles probablement formés par la fonte d'un "manteau appauvri", c'est-à-dire un manteau qui a subi un événement de fonte dans le passé. De plus, comme le motif MORB est presque parallèle au manteau appauvri, le degré de fusion requis pour produire des magmas MORB doit avoir été relativement élevé (20 à 40 %).

      • Isotopes - Les isotopes radiogéniques offrent un meilleur aperçu de l'origine des MORB. Considérons d'abord les isotopes de Sr. Rappelons que l'isotope parent du 87 Sr est 87 Rb. Notez que dans un manteau appauvri, le rapport Rb/Sr sera faible car Rb est plus incompatible que Sr. Ainsi, avec le temps, un manteau appauvri produira moins de 87 Sr qu'un manteau non appauvri ou un manteau enrichi en Rb par rapport à Sr. Pour cette raison, un manteau appauvri devrait présenter des rapports 87 Sr/86 Sr relativement faibles. On s'attendrait à ce qu'un manteau avec la composition de la Terre en vrac ait un rapport 87 Sr/86 Sr d'environ 0,7045. Les MORB ont des ratios 87 Sr/86 Sr compris entre 0,7020 et 0,7025, tous bien inférieurs à la Bulk Earth. Par conséquent, les isotopes de Sr sont cohérents avec l'idée que les MORB représentent les fontes d'un manteau appauvri.

      Un autre système isotopique à considérer est le système Sm - Nd. Notez que ces deux éléments sont des terres rares. Dans ce système, l'isotope radioactif parent est de 147 Sm. Le 147 Sm se désintègre en 143 Nd avec une demi-vie de 106 milliards d'années. Notez que dans le diagramme d'éléments incompatibles ci-dessus, l'isotope Sm parent dans un manteau appauvri a des concentrations plus élevées que l'isotope fille Nd. Ainsi, dans un manteau appauvri en éléments les plus incompatibles à un moment donné dans le passé, il produira plus de l'isotope fille 143 Nd que la composition originale non appauvrie de la Terre en vrac. Notez que cette relation est juste à l'opposé du système Rb-Sr. 144 Nd est un isotope stable et non radiogénique du Nd. Ainsi, la quantité de 144 Nd dans n'importe quelle roche ne change pas avec le temps. Ainsi, dans un manteau appauvri, et tout magmas dérivé de la fonte d'un tel manteau appauvri, le rapport 143 Nd/144 Nd augmentera à des valeurs plus élevées que dans un manteau non appauvri de composition Bulk Earth. Le rapport 143 Nd/144 Nd de la Bulk Earth devrait être d'environ 0,51268.

      Mais les ratios 143 Nd/144 Nd des MORB montrent des valeurs plus élevées, allant de 0,5130 à 0,5133. Ainsi, les rapports 143 Nd/144 Nd des MORB sont également cohérents avec leur dérivation d'un manteau appauvri.

      Les données isotopiques sont résumées dans le diagramme 143 Nd/144 Nd vs 87 Sr/ 86 Sr. Les valeurs globales de la Terre sont affichées, ainsi que les données pour les OIB, la croûte continentale et les sédiments océaniques, qui seront discutés plus tard.

        La fonte est probablement causée par la décompression du manteau lorsqu'il s'élève sous les dorsales océaniques en raison de la convection.

      Basaltes des îles océaniques (OIB)

      Comme indiqué précédemment, les îles océaniques sont, en général, des îles qui ne se trouvent pas le long des limites de plaques divergentes ou convergentes dans les bassins océaniques. Néanmoins, les EMORB, comme ceux qui se produisent en Islande, ainsi que les basaltes alcalins d'Islande ont beaucoup en commun avec les magmas qui ont éclaté dans les îles océaniques. Dans l'océan Atlantique, qui est un bassin océanique à propagation lente, ainsi que dans les îles Galapagos de l'océan Pacifique oriental, certaines des îles se trouvent à proximité des centres d'étalement de la dorsale océanique.

      Dans tous les cas, il faut garder à l'esprit que les parties de ces îles accessibles à l'échantillonnage ne représentent qu'une fraction de la masse des structures volcaniques qui s'élèvent du fond de l'océan à des profondeurs allant jusqu'à 10 000 m. Ainsi, comme pour les roches volcaniques de la dorsale océanique, il existe un problème potentiel d'échantillonnage.

      Ici, nous discutons non seulement du magmatisme qui s'est produit récemment dans les îles océaniques, mais aussi du magmatisme qui a produit des plateaux sous-marins massifs sur le fond marin au cours du Crétacé. Ces dernières sont souvent appelées grandes provinces ignées (LIP).

      Îles océaniques
      La plupart des îles océaniques semblent être liées à des panaches ascendants de manteau chaud. Ces panaches doivent être des caractéristiques relativement étroites car ils semblent fonctionner indépendamment des principales cellules de convection qui montent sous les dorsales océaniques et descendent dans les zones de subduction. Pourtant, dans des endroits comme l'Islande sur la dorsale océanique, les taux de production de magma sont élevés et les compositions des roches sont similaires à celles trouvées dans les îles océaniques. Ainsi, l'Islande pourrait également être considérée comme une île océanique.

      Si ces panaches ascendants de manteau chaud restent stationnaires dans leurs positions dans le manteau, ils produisent des points chauds, comme discuté précédemment. Les points chauds sont plus reconnaissables lorsqu'ils se produisent sous des plaques qui se déplacent à des vitesses plus élevées. Sous des plaques qui se déplacent plus rapidement, comme la plaque du Pacifique, il en résulte des chaînes d'îles linéaires.

        Les magmas peuvent libérer de grandes quantités de CO2 gaz dans l'atmosphère et forcer le réchauffement climatique.

      Numéro Nom Âge (mon) Volume (10 6 km 3 )
      1 Crête brisée 90 - 110 5.19
      2 Caraïbes 75 - 90 20.41
      3 Hess Rise 95 - 115 7.78*
      4 Plateau des Kerguelen 90 - 110 24.86
      5 Îles de la Ligne 75 - 85 10.01
      6 Plateau de Manihiki 115 - 125 10.4*
      7 Monts sous-marins de Macus Wake 90 - 115 30.85*
      8 Montagnes du milieu du Pacifique 75 - 130 42.94*
      9 Plateau Ontong-Java 100 - 125 101.35*
      10 Montée du Rio Grande 85 - 90 7.76
      11 Plateau des Wallabies 110 - 125 1.49

      *Les volumes ont doublé pour tenir compte d'éventuels plateaux jumeaux qui ont été réduits.

      Les quelques études qui se sont penchées sur les roches de ces plateaux sous-marins suggèrent que leurs compositions sont similaires à celles des EMORB et OIB.

      Oceanic Island Rock Suites
      Île ou groupe Types de roches
      Ascension Olivier. Tholeiite (dominante) + Hawaiite + Mugearite + Trachyte + Peralk. Rhyolite
      Açores Alk. basalte + hawaïte + trachyte
      Fernando de Noronha Alk. Basalte + Néphélinite + Trachyte + Basalte alcalin + Trachyte + Phonolite
      Sainte-Hélène Alk. Basalte + Mugéarite + Hawaïte + Trachyte + Phonolite
      Trinades Néphélinite + Phonolite (dominante)
      Tristan de Cunha Alk. Basalte + Trachybasalte (dominante) + Trachyte
      Gough Alk. Basalte + Ol Tholeiite + Hawaïte + Trachyte
      Réunion Ol Tholeiite (dominante) + Mugéarite
      Maurice Alk. Basalte (dominant) + Mugéarite + Trachyte Phonolitique
      Hawaii Tholeiite (dominante) + Basalte alcalin + Hawaïte + Mugéarite + Trachyte
      Tahiti Alk. Basalte + Mugéarite + Hawaïte + Trachyte
      Galapagos Tholéiite + Alk. Basalte + Icelandite (mineur) + Qtz Trachyte (mineur)
      Jan Mayen Alk. Basalte (dominant) + Trachyte
      • Éléments majeurs. Pour les îles qui produisent des basaltes tholéiitiques, la gamme de compositions est similaire à celles qui se produisent en Islande. Les suites plus alcalines montrent une gamme quelque peu différente de types de roches.

      Montré ici est la suite alcaline la plus courante produite dans les îles océaniques. Les roches les plus basiques sont des basaltes alcalins qui présentent une gamme de compositions et une tendance à l'enrichissement en Fe qui résulte probablement du fractionnement d'olivines et de pyroxènes riches en Mg. Au fur et à mesure que ces magmas s'enrichissent en fer, des hawaïtes sont produites. L'assemblage de fractionnement devient alors plus riche en Fe, probablement en raison de l'ajout de magnétite à l'assemblage en cristallisation. Cela provoque une tendance à l'épuisement du fer provoquant l'évolution des magmas vers des mugearites, des benmoréites ou des trachytes, et éventuellement des rhyolites et/ou des rhyolites hyperalcalines.

      Peut-être pas typique de toutes les îles océaniques, mais les îles océaniques les plus étudiées sont certainement les îles hawaïennes. La partie principale de chacune des îles expose des basaltes tholéiitiques qui semblent constituer le plus de volume.

      À l'extrémité nord-ouest de la chaîne d'îles se trouve l'île de Kauai. Le volcanisme tholéiitique a construit Kauai il y a environ 5,5 millions d'années. Au fur et à mesure que l'on se déplace vers le sud-est le long de la chaîne, l'âge du volcanisme tholéiitique rajeunit, se produisant il y a 3,8 et 2,8 millions d'années sur Oahu, il y a 2 et 1,7 millions d'années sur Molokai et il y a 1,3 et 0,9 millions d'années sur Maui.

      La grande île, Hawaï, est composée de 5 volcans majeurs. Le plus ancien est Kohala dont le bouclier tholéiitique a été construit il y a environ 800 000 ans. Hualalai et Mauna Kea sont un peu plus jeunes, et Mauna Loa et Kilauea sont toujours en éruption de laves tholéiitiques.

      Bien que les parties inférieures du Mauna Kea, sur la grande île, et de Haleakala à Maui soient composées de basaltes tholéiitiques, elles sont coiffées de cônes composites à parois plus abruptes constitués de basaltes alcalins, d'hawaïites, de mugearites et de trachytes. Ces calottes alcalines auraient existé au-dessus des boucliers tholéiitiques qui composent les îles plus anciennes, mais les roches alcalines ont été érodées.

      L'île d'Oahu est profondément érodée, mais un volcanisme récent s'est produit sur le bouclier érodé. Ce volcanisme post-érosif, comme on l'appelle, est constitué de basanites et de néphélinites fortement alcalines.

      En termes d'alcalis totaux et de silice, les trois suites de roches montrent chacune des tendances d'alcalis croissants avec l'augmentation de SiO2.

      Dans les magmas basiques, les éléments alcalins K et Na se comportent comme des éléments incompatibles, de sorte que la cristallisation des phases riches en Mg et en Fe a tendance à provoquer à la fois SiO2 et les alcalis à augmenter. Ainsi, les tendances générales sont cohérentes avec le fractionnement des cristaux comme mécanisme pour expliquer la variation chimique dans chaque suite.


      Les roches les moins siliceuses de chaque suite montrent une tendance à la diminution des alcalis avec l'augmentation de SiO. Encore une fois, parce que les éléments alcalins sont incompatibles dans les assemblages minéraux du manteau, cela pourrait s'expliquer par des degrés croissants de fusion partielle. Mais, dans les îles Hawaï, les magmas tholéiitiques sont produits en premier. Au cours de la phase tholéiitique, les volcans sont situés directement au-dessus du panache ascendant du manteau et forment le point chaud. Dans cette zone, on peut s'attendre à ce que des températures plus élevées du manteau et donc des degrés de fonte plus élevés produisent des magmas tholéiitiques.

      Au fur et à mesure que l'île s'éloigne d'une position située directement au-dessus du point chaud, les températures dans le manteau sous-jacent seraient plus basses, mais le panache ascendant au point chaud pourrait toujours pousser le manteau un peu plus froid vers le haut. Parce que les températures sont plus basses, des degrés inférieurs de fusion partielle seraient attendus, et les magmas légèrement plus alcalins seraient produits et éclateraient pour former les calottes alcalines comme celles observées à Mauna Kea et Haleakala.

      Enfin, après le passage de plusieurs millions d'années, le volcan s'est éloigné d'une position au-dessus du point chaud, et donc les températures sont encore plus basses. La fusion du manteau à cette température plus basse entraînerait des degrés de fusion inférieurs pour produire les magmas basanites très riches en alcalis.

      Si tel est le cas, nous pouvons nous attendre à ce qu'une distribution symétrique des types de magma se produise des deux côtés du hotspot. La différence, bien sûr, serait que le volcanisme sur la plaque avant qu'elle n'atteigne le point chaud ne se produirait que sur le fond marin, car l'île volcanique n'aura pas encore été construite. La seule preuve actuellement disponible pour étayer cette idée est que juste au sud-est de la grande île se trouve actuellement un volcan sous-marin actif appelé mont sous-marin Loihi. Les compositions chimiques des laves qui ont éclaté de Loihi sont du basalte alcalin.

      Deux facteurs pourraient expliquer ces observations.

        La source mantellique des EMORB et OIB est apparemment enrichie, ou du moins pas aussi appauvrie, en oligo-éléments incompatibles que la source mantellique appauvrie des MORB.

      • Isotopes. Les rapports isotopiques des OIB (y compris les EMORB et les laves formant les LIP dans les océans) montrent des valeurs plus élevées de 87 Sr/86 Sr et des valeurs inférieures de 143 Nd/144 Nd que les MORB. Cela indique que la source mantellique des OIB est enrichie en Rb par rapport à Sr et enrichie en Nd par rapport à Sm. Une telle source de manteau est souvent appelée "source de manteau enrichi". Ces données isotopiques sont cohérentes avec les données sur les éléments traces que nous avons examinées ci-dessus.

      Notez que sur le diagramme, les OIB se situent sur une tendance de mélange entre les MORB et la croûte continentale ou les sédiments océaniques (la plupart des sédiments océaniques sont dérivés de la croûte continentale). Cela suggère que la croûte continentale peut être impliquée d'une manière ou d'une autre dans le mélange avec les magmas MORB appauvris pour produire les magmas OIB plus enrichis. Une possibilité serait que les magmas commencent à l'origine comme des magmas appauvris de type MORB et assimilent la croûte continentale ou les sédiments océaniques avant d'atteindre la surface. Mais, l'assimilation directe de la croûte continentale peut être exclue car les OIB éclatent à travers la croûte océanique où aucune croûte continentale n'est présente. De même, une contamination par des sédiments océaniques est peu probable car, même si des sédiments océaniques existent dans les bassins océaniques profonds, les magmas OIB ne sont pas susceptibles d'entrer en contact avec beaucoup de sédiments car ils traversent de grandes structures volcaniques pour atteindre la surface de l'île. Une autre alternative est que la source mantellique des OIB est un mélange d'un manteau appauvri et d'un manteau qui a été enrichi d'une manière ou d'une autre par l'interaction avec du matériel crustal continental. Comment cela pourrait se produire sera examiné ci-dessous dans notre discussion récapitulative sur les OIB.

      Origine
      Nous résumons ici les données dont nous avons discuté jusqu'à présent concernant l'origine des OIB.

        La fonte est causée par la décompression du manteau lorsqu'il s'élève en panaches étroits sous les îles océaniques.

      Exemples de questions sur ce matériel qui pourraient être posées lors d'un examen

        Définissez ce qui suit : (a) séquence philoite, (b) dorsale océanique, (c) île océanique (d) Grande province ignée.


      Qu'est-ce qu'un bassin océanique ? (Avec des photos)

      Un bassin océanique est l'une des nombreuses structures formées par la croûte océanique. Plus précisément, il s'agit d'une dépression en forme de soucoupe sous le niveau de la mer, permettant à l'eau de mer de s'y écouler. Il est bordé par des marges continentales, qui s'étendent vers la mer à divers degrés d'inclinaison. Cette inclinaison détermine la quantité d'eau s'écoulant dans les bassins. Les bassins océaniques contiennent les océans de la terre, qui à leur tour contiennent environ 97% de l'approvisionnement en eau de la terre. De même, les cinq principaux océans du monde ont chacun leurs bassins correspondants nommés de la même manière.

      Les bassins océaniques sont parfois considérés comme la contrepartie sous-marine des continents, ce dernier étant la structure géologique principale au-dessus du niveau de la mer et le premier étant celui en dessous. Même des caractéristiques telles que les montagnes continentales, les chaînes volcaniques, les plaines et les vallées ont leurs homologues océaniques. Les montagnes sous-marines sont appelées monts sous-marins, les chaînes volcaniques sont appelées dorsales médio-océaniques et les vallées sont connues pour être des tranchées océaniques. Les homologues sous-marins, cependant, sont généralement plusieurs fois plus grands que ceux au-dessus du niveau de la mer. Cela est compréhensible, cependant, lorsqu'il est pris en compte que les océans couvrent environ 71% de la surface de la terre, contrairement à la masse continentale de seulement 29%.

      Une autre similitude partagée par un continent et un bassin océanique est leur tendance à changer de taille. Il existe différents facteurs qui contribuent à l'évolution de la taille des bassins terrestres, tout comme il existe de nombreux facteurs qui affectent la taille des continents. L'érosion est souvent considérée comme un facteur majeur contribuant au rétrécissement d'un bassin océanique, ainsi que la sédimentation des affluents océaniques et les mouvements des plaques tectoniques. Certaines des caractéristiques d'un bassin actif incluent la présence d'une dorsale médio-océanique élevée, ou une zone de subduction à proximité, ou une limite entre deux plaques tectoniques.

      Les bassins de l'Arctique et de l'océan Atlantique, par exemple, sont des bassins en croissance constante en raison de l'activité tectonique constante sur leurs territoires respectifs. Le bassin de l'océan Pacifique, quant à lui, se rétrécit régulièrement. Ceux-ci, lorsqu'ils sont combinés à la même activité tectonique conduisant au déplacement des frontières continentales, sont les principaux facteurs à l'origine de ce qu'on appelle la dérive des continents, ou le processus de différentes masses continentales se rapprochant ou s'éloignant lentement les unes des autres. Un bassin océanique dépourvu de l'un de ces facteurs ne change pas de taille et est considéré comme inactif. Plusieurs bassins mineurs, tels que ceux contenant le golfe du Mexique, la mer du Japon et la mer de Béring, sont inactifs depuis des centaines, voire des milliers d'années.


      Chapitre 5 Les bassins océaniques et les monts sous-marins

      Ce chapitre décrit les bassins océaniques et les monts sous-marins de l'océan Indien, de l'océan Atlantique et de l'océan Pacifique. Les collines abyssales du Pacifique sont des édifices isolés à petite échelle, généralement à moins de 500 m de hauteur au-dessus du sol, et entourés d'une couverture sédimentaire de plus de 100 m d'épaisseur. L'étude de Subbarao sur les rapports isotopiques du strontium a montré que le même basalte abyssal des collines aurait pu avoir une origine différente de celle de l'élévation adjacente récemment active du Pacifique Est. Les édifices volcaniques élevés et isolés, appelés « monts sous-marins », sont les plus prépondérants dans l'océan Pacifique. Les études pétrologiques des monts sous-marins du Pacifique ont montré qu'ils sont constitués d'une accumulation de basaltes principalement alcalins et de matériaux fractionnés tardivement tels que les mugearites et les trachytes. La plupart des monts sous-marins étudiés sont situés dans le golfe d'Alaska au sud de la fosse des Aléoutiennes et dans l'océan Pacifique oriental. Au cours de l'étape 22 du projet de forage en mer profonde (DSDP), trois trous (sites 211, 212, 213) ont été forés avec succès dans le nord-est du bassin de l'océan Indien, et la roche du socle a été récupérée. A variety of rock types were found at these three sites: (1) Site 211, close to the Sumatra Java Trench, composes alkali basalts and alkali dolerites of an intrusive nature. (2) Site 212 recovered samples with a similar age (80–100 Ma old) to rocks recovered at Site 211, but were entirely made up of metamorphosed basalts. (3) Site 213 drilled on the northwestern side of the Wharton Basin on crust about 55 Ma old, recovered weathered basalt with some preserved glassy margins of pillow flows.


      List of drainage basins by area

      Le list of drainage basins by area identifies basins (also known as "catchments" or, in North American usage, "watersheds"), sorted by area, which drain to oceans, mediterranean seas, rivers, lakes and other water bodies. All basins larger than 400,000 km 2 (150,000 sq mi) are included as well as selected smaller basins. It includes drainage basins which do not flow to the ocean (endorheic basins). It includes oceanic sea drainage basins which have hydrologically coherent areas (oceanic seas are set by IHO convention).

      The oceans drain approximately 83% of the land in the world. The other 17% – an area larger than the basin of the Arctic Ocean – drains to internal endorheic basins.

      Note that there are substantial areas of the world that do not "drain" in the commonly understood sense. In Arctic deserts much of the snowfall sublimates directly into the air and does not melt into flowing water, while in equatorial deserts precipitation may evaporate before joining any substantial water course. However, these areas can still be included in topographically defined basins if one considers the hypothetical flow of water (or ice), and thus nutrients or pollutants, over the surface of the ground (or ice sheet) this is the approach taken here. For example, the Antarctic ice sheet can be divided into basins, [1] and most of Libya is included in the Mediterranean Sea basin even though almost no water from the interior actually reaches the sea.


      Easy Peasy All-in-One High School

      In the last unit, you were introduced to the ocean basins: The Pacific, Atlantic, Indian and Arctic.

      Although each of these ocean basins is connected to create one world ocean, each basin is unique to create very distinct bodies of water. They vary based on their physical, chemical and biological properties. For instance, the temperature, chemical composition and types of living organisms are different for each basin.

      Le Pacific Basin contains about half of the earth’s water and has the greatest surface area of all of the ocean basins (179.7 x 106 km<sup>2</sup>). The Pacific Basin is also the deepest of the basins with an average depth of 4,282 meters (15,215 ft). The Pacific Ocean contains about 25,000 islands which is a number greater than all of the other oceans combined.

      The name Pacific comes from the Latin name Mare Pacificum which means “peaceful sea”. However, the Pacific is often subject to rough waters caused by typhoons, earthquakes and tsunamis. The theories of plate tectonics suggest that the Pacific basin may be shrinking. The water temperature of the Pacific ranges from freezing to about 29 o C. The Andesite Line is an important point in the Pacific basin. It distinguishes the Central Pacific Trough from the rest of the ocean basin. Deep troughs, volcanic mountains and volcanic islands are found in the Central Pacific. In the Pacific Basin you will find the Pacific Ring of Fire, les Great Barrier Reef et le Mariana Trench.

      The Atlantic Basin is the second largest ocean basin with a surface area of 106.4 x 10 6 km 2 and an average depth of 3,926 meters (12,881 feet). Puerto Rico Trench is the deepest point in the océan Atlantique. The name Atlantic is derived from Greek mythology and means the “Sea of Atlas”. The most significant characteristic of the Atlantic Ocean is the submerged mountain range known as the Mid-Atlantic Ridge. It extends from Iceland down to about 58 o S Latitude. It is at this location that a large portion of sea floor spreading occurs. In addition to the Mid-Atlantic ridge, the Atlantic Ocean Basin consists of the South Sandwich Trench, les Romanche Furrow and many abyssal plains.

      The Atlantic is thought to be the saltiest of the oceans, with the average salinity ranging between 33 – 37 parts per thousand. Tides in the southern Atlantic are semi-diurnal meaning there are two high tides and two low tides each day. The water temperature ranges from -2 0 C to 29 o C. In the Atlantic, you will find the Bermuda Triangle, les Gulf Stream, trade winds and plenty of annual hurricanes.

      The Indian Basin covers about 20% of the Earth’s water surface and has an average depth of 3,963 meters and surface area of 74 x 106 km<sup>2</sup>. It is separated from the Atlantic Ocean by the 20º east meridian and from the Pacific by the 147º east meridian. Le océan Indien comprend le mer Rougeet le Persian Gulf. The deepest point in the Indian Ocean is the Java Trench. The African, Indian and Antarctic plates converge in the Indian Ocean. The climate and the currents are strongly influenced by monsoon wind systems.

      Le Arctic Basin is the shallowest of the four basins with an average depth of 1,205 meters (3,953 ft). The deepest point in the Arctic Ocean is the Eurasia Basin.


      5. Southern Ocean

      Southern Ocean and Antarctic islands near the Antarctic Peninsula in winter. Image credit: Tarpan/Shutterstock.com

      Encircling Antarctica, south of the 60° S latitude, is the Southern Ocean or the Antarctic Ocean. It is the southernmost of the 5 regions of the Global Ocean and the fourth largest of the five. Though the Southern Ocean does not have a landmass bordering it to the north, it is treated as a separate oceanic division due to the difference in water properties of the ocean south of the 60° S latitude. It is a deep ocean with depth ranging between 4,000 and 5,000 m across most parts.

      Researchers estimate that the Southern Ocean seabed is a storehouse of massive oil and gas fields, valuable minerals like gold, placer deposits, manganese nodules, and more. The icebergs of the Southern Ocean are treated as freshwater resources, sufficient to feed every person on Earth for a period of several months. The Southern Ocean is also one of the most dangerous parts of the ocean for ships. Choppy seas, storms, and iceberg interventions are common. The remoteness also prevents rescue missions from reaching the ships in need.

      The Southern Ocean is home to unique species specially adapted to survive the frigid weather conditions. Penguins, orcas, whales, seals, colossal squids are some of the most notable species of the Southern Ocean. A large number of migratory birds can be spotted in the oceanic region and Antarctica. These include terns, gulls, albatrosses, skuas, petrels, etc. Several threats are experienced by the marine inhabitants of the Southern Ocean. The Antarctic ozone hole in the ozone layer above allows harmful UV rays to reach the marine habitat, reducing phytoplankton by as much as 15%. Unregulated fishing also reduces the fish stock in the ocean which disturbs the food chain and affects the survival of the other species in the chain.


      Voir la vidéo: QUEST-CE QUE LES GÉOSCIENCES? (Octobre 2021).