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6 : Bassins océaniques - Géosciences


6 : Bassins océaniques - Géosciences

Âge, taux de propagation et asymétrie de propagation de la croûte océanique mondiale

Nous présentons quatre modèles numériques compagnons de l'âge, de l'incertitude de l'âge, des taux d'étalement et des asymétries d'étalement des bassins océaniques du monde sous forme de grilles géographiques et de Mercator avec une résolution de 2 arcs min. Les grilles comprennent des données de tous les grands bassins océaniques ainsi que des reconstructions détaillées des bassins d'arrière-arc. L'âge, le taux d'étalement et l'asymétrie à chaque nœud de la grille sont déterminés par interpolation linéaire entre les isochrons adjacents du fond marin dans la direction de l'étalement. Les âges du plancher océanique entre les anomalies magnétiques identifiées les plus anciennes et la croûte continentale sont interpolés par des estimations géologiques des âges des segments passifs de la marge continentale. Les incertitudes d'âge pour les cellules de la grille coïncidant avec les identifications d'anomalies magnétiques marines, observées ou tournées vers leurs flancs de crête conjugués, sont basées sur la différence entre l'âge de la grille et l'âge observé. Les incertitudes sont également fonction de la distance d'une cellule de grille donnée à l'observation d'âge la plus proche et de la proximité de zones de fracture ou d'autres discontinuités d'âge. Les asymétries de l'accrétion crustale semblent être fréquemment liées à l'écoulement asthénosphérique des panaches du manteau vers les crêtes en expansion, entraînant des sauts de crêtes vers les points chauds. Nous utilisons également la nouvelle grille d'âge pour calculer les grilles globales de profondeur résiduelle du socle à partir de la différence entre la profondeur du socle océanique observée et la profondeur prévue en utilisant trois relations âge-profondeur alternatives. Le nouvel ensemble de grilles aide à étudier les anomalies de profondeur négatives importantes, qui peuvent être alternativement liées au matériau de la dalle subductée descendant dans le manteau ou à l'écoulement asthénosphérique. Une combinaison de nos grilles numériques et du modèle de mouvement de plaque relatif et absolu associé avec des sorties de tomographie sismique et de modèle de convection du manteau représente un ensemble précieux d'outils pour étudier les problèmes géodynamiques.


Géologie régionale et tectonique : principes d'analyse géologique

Les géologues pétroliers experts David Roberts et Albert Bally vous apportent Géologie régionale et tectonique : principes d'analyse géologique, volume un d'une série de trois volumes couvrant la géologie et la tectonique régionales du Phanérozoïque. Il a été écrit pour vous fournir un aperçu détaillé des systèmes de rift géologiques, des marges passives et des bassins cratoniques, il présente les principes de base nécessaires pour saisir les approches conceptuelles de l'exploration des hydrocarbures dans un large éventail de contextes géologiques à l'échelle mondiale.

Les géologues pétroliers experts David Roberts et Albert Bally vous apportent Géologie régionale et tectonique : principes d'analyse géologique, volume un d'une série de trois volumes couvrant la géologie et la tectonique régionales du Phanérozoïque. Il a été écrit pour vous fournir un aperçu détaillé des systèmes de rift géologiques, des marges passives et des bassins cratoniques, il présente les principes de base nécessaires pour saisir les approches conceptuelles de l'exploration des hydrocarbures dans un large éventail de contextes géologiques à l'échelle mondiale.


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Bassin et Gamme

Diagramme de rift généralisé. Un large rift a de nombreuses vallées, un rift étroit concentre l'extension dans une zone principale. Croquis de Trista L. Thornberry-Ehrlich, Colorado State University et National Park Service.

Le bassin et la chaîne sont une province géologique singulière qui couvre une grande partie du sud-ouest des États-Unis et de l'ouest du Mexique. C'est probablement le meilleur exemple moderne d'un large rift une limite continentale divergente où la déformation est étalée. Contrairement aux failles (étroites) typiques, comme le rift est-africain, où la faille normale due aux contraintes de tension liées à la faille crée un graben central, les failles larges répartissent la faille sur une série de horsts et de grabens.

Définition du bassin et de l'aire de répartition, du grand bassin et du désert du grand bassin. Image du Service des parcs nationaux.

Notez que le bassin et la chaîne sont différents du Grand Bassin, qui est défini comme une zone de bassins hydrographiques qui ne s'écoulent pas vers l'océan mais se drainent à l'intérieur. Le Grand Bassin se trouve dans le bassin et la chaîne et est composé du bras nord de la province géologique du bassin et de la chaîne.

Photo du bassin central de Range (au Nevada) par la NASA.

De larges rifts sont à l'origine de la célèbre physiographie du bassin et de la chaîne : des chaînes de montagnes apparemment sans fin à orientation nord-sud, liées par des vallées à orientation nord-sud. Le Nevada, qui se trouve entièrement dans le bassin et la chaîne, est en fait l'État le plus montagneux des États-Unis. Ce n'est pas parce qu'il contient les montagnes les plus hautes, mais parce qu'il contient le plus de montagnes. Chacune de ces montagnes est délimitée par des failles normales.

Croquis de la province géologique du bassin et de la chaîne par Thatmaceguy via Wikimedia.

Cette faille a doublé la largeur de l'état du Nevada au cours des 50 derniers millions d'années. La plupart des failles du bassin et de la chaîne sont soit inactives de nos jours, soit ont un faible niveau d'activité. Seules les failles normales vers l'est ( par exemple. la faille Wasatch de l'Utah près de Salt Lake City) et l'ouest ( par exemple. failles de l'est de la Sierra Nevada dans l'est de la Californie) les extrêmes sont très actifs.

Animation de failles à blocs inclinés, l'une des façons dont l'extension se produit dans le bassin et la chaîne par Aturn4000 via Wikipedia.

La faille à l'origine du bassin et de la chaîne est complexe et peu uniforme. À certains endroits, l'extension a commencé avant il y a 55 millions d'années, et à certains endroits, elle est toujours active, comme mentionné ci-dessus. Cependant, la majorité de l'extension s'est produite il y a environ 20 ± 10 millions d'années. Les provinces d'extension dans la partie nord du bassin et de la chaîne ont commencé généralement plus tôt, tandis que la partie sud (en particulier au sud du 40° de latitude nord) a commencé plus tard, il y a environ 30 millions d'années. Sur un seul système de failles d'extension, il a rarement duré plus de 10 millions d'années (Axen et al., 1993).

Carte des ressources géothermiques des États-Unis, établie par le ministère américain de l'Énergie.

Un autre effet secondaire important de l'extension du bassin et de l'aire de répartition est la chaleur. Une plaque mince après étirement signifie qu'il est plus facile pour le matériel d'upwelling dans l'asthénosphère de remonter à la surface. Ceci est illustré par des flux de chaleur très élevés dans la zone du bassin et de la chaîne. Même aujourd'hui, 98 % de l'électricité géothermique aux États-Unis est produite dans les États du bassin et de l'aire de répartition, la Californie et le Nevada étant les plus productifs.

Zone géologique de Wheeler, Colorado, montrant les restes érodés du Fish Canyon Tuff, une éruption de 5 000 kilomètres cubes, l'une des plus grandes jamais mesurées. Photo de G. Thomas via Wikimedia.

Le volcanisme étendu à travers le bassin et la chaîne est lié à la chaleur. Les détails de la façon dont ce volcanisme s'est produit sont intéressants, d'autant plus que l'orogenèse laramide précédente est connue pour son absence de volcanisme. Les détails sont débattus, mais d'une manière ou d'une autre, la subduction s'est arrêtée et un "trou" s'est développé dans la dalle peu profonde qui a permis au matériau de remonter par le bas. Cet événement, connu sous le nom d'éruption d'Ignimbrite du milieu du tertiaire, a commencé dans deux bandes, une à Washington et en Idaho à environ 54 Ma, une autre en Arizona/Nouveau-Mexique près de la frontière américaine avec le Mexique à 43 Ma. La branche nord du volcanisme s'est déplacée vers le sud et la branche sud s'est déplacée vers le nord, convergeant près de Las Vegas à 21 Ma (Humphries, 1995). Cette période est connue pour produire de gigantesques éruptions explosives, dont certaines des plus grandes jamais connues sur Terre, et sont enregistrées dans de vastes dépôts de tuf. Certaines de ces éruptions sont plus de 5000 fois plus volumétriques que le Mt de mai 1980. Éruption de St. Helens.

Croquis du noyau métamorphique par ManuRoquette via Wikipedia.

L'importance du bassin et de la chaîne pour la géologie est vaste. Non seulement l'extension a permis d'exposer et de trouver plus facilement de nombreuses formations sédimentaires, fossiles et ressources, mais elle a également aidé à comprendre les failles normales. Deux caractéristiques importantes et connexes ont été reconnues pour la première fois à la suite de l'étude de l'extension du bassin et de l'aire de répartition : la faille de détachement et le complexe de noyau métamorphique. Les failles de détachement, également appelées failles normales à faible angle, étaient très controversées lorsqu'elles ont été décrites pour la première fois. La plupart des failles normales se produisent à des angles élevés, à plus de 30° de l'horizontale, généralement autour de 60°. Ces failles ont soit commencé à des angles élevés et tourné à des angles inférieurs avec extension, soit se sont formées à des angles faibles, ce qui a repoussé les limites connues de la mécanique des roches à l'époque. Certains géologues et géophysiciens ont estimé que la faille de détachement ne pouvait pas exister ! Mais au fil des ans, de plus en plus de preuves ont conduit l'ensemble de la communauté à accepter ces défauts, avec des exemples trouvés à travers le monde et au fond des océans. Près des dorsales médio-océaniques qui ont un taux d'étalement plus élevé que leur capacité à produire du magma pour former la plaque, des failles de détachement se sont formées, comme ce qui se passe dans la dorsale sud-ouest de l'Inde près de Madagascar. Il existe même des preuves de failles de détachement actives en Papouasie-Nouvelle-Guinée, ce qui était un trou dans la théorie auparavant.

Les failles de mouvement et de détachement provoquent également la formation et l'exposition de complexes de noyaux métamorphiques. Ce sont des endroits où les grandes étendues (des dizaines de kilomètres par endroits) ont permis à la roche crustale profonde de se bomber de manière ductile vers la surface. Le détachement dans ces cas marque une frontière entre des roches très différentes : des roches du socle profondément métamorphosées et profondément enracinées dans le mur inférieur, séparées par des roches inclinées plus fragiles et déformées de l'éponte supérieure. Par déformation progressive, les roches profondes « cabotent vers le haut » et entrent dans le régime cassant. Les signatures de profondeur, telles que la mylonite, sont surimprimées par des signatures de faible profondeur, telles que la bréchification. La faille de détachement et le complexe de noyau métamorphique les mieux étudiés et compris se trouvent peut-être dans les monts Whipple, près de la frontière entre la Californie et le Nevada (l'une des chaînes du bassin et de la chaîne). Un autre exemple comprend les Black Mountains près de Death Valley.

Des étudiants en géologie examinent la faille Wasatch à l'extérieur de Salt Lake City, dans l'Utah. Le Wasatch peut avoir été actif comme faille chevauchante avant le bassin et la chaîne et comme faille normale pendant le bassin et la chaîne. Photo de Matt Affolter.

L'extension dans le bassin et la chaîne a deux causes couramment citées, qui peuvent en elles-mêmes être au moins quelque peu liées ou les deux se produisant en même temps. Une cause, qui est partiellement favorisée comme explication des provinces d'extension antérieures dans et autour de l'Idaho, est l'effondrement de l'extension. À partir du mésozoïque moyen, la bordure ouest de l'Amérique du Nord a subi des forces de compression dues à la subduction et à l'accrétion des terranes. Cela a abouti aux orogenèses Nevadan, Sevier et Laramide. À 60 Ma, il y avait une diminution de cette compression, avec une réduction complète de cette force commençant il y a 30 millions d'années. Tant de montagnes avaient été construites par chevauchement de failles au cours de cette période et la lithosphère s'était surépaissée. Lorsque les forces qui ont construit ces montagnes se sont finalement calmées, la topographie a été autorisée à «se détendre» et une partie de la croûte s'est étalée et amincie, provoquant au moins une partie de l'extension du bassin et de la chaîne. Les structures réactivées sont un élément de preuve important qui soutient ce modèle. On les trouve partout à l'ouest alors que d'anciennes failles chevauchantes se sont transformées en failles normales lors de la transition vers la tectonique d'extension.


Évaporites

Dans les régions arides, de nombreux lacs et mers intérieures n'ont pas de sortie de cours d'eau et l'eau qui s'y jette n'est éliminée que par évaporation. Dans ces conditions, l'eau devient de plus en plus concentrée en sels dissous, et finalement certains de ces sels atteignent des niveaux de saturation et commencent à cristalliser (Figure 6.2.7). Bien que tous les dépôts d'évaporites soient uniques en raison des différences dans la chimie de l'eau, dans la plupart des cas, des quantités mineures de carbonates commencent à précipiter lorsque la solution est réduite à environ 50 % de son volume d'origine. Gypse (CaSO4·H2O) précipite à environ 20 % du volume initial et l'halite (NaCl) précipite à 10 %. D'autres minéraux évaporites importants comprennent la sylvite (KCl) et le borax (Na2B4O7·10H2O). La sylvite est extraite à de nombreux endroits de la Saskatchewan (figure 6.2.8) à partir d'évaporites qui se sont déposées au cours du Dévonien (

385 Ma) lorsqu'une mer intérieure occupait une grande partie de la région.

Figure 6.2.7 Spotted Lake, près d'Osoyoos, en Colombie-Britannique. Les motifs à la surface sont du sel. Cette photo a été prise en mai alors que l'eau était relativement fraîche à cause des pluies hivernales. À la fin de l'été, la surface de ce lac est généralement entièrement incrustée de dépôts de sel. Figure 6.2.8 Une machine d'extraction au front de minerai de potasse (sylvite) dans la mine Lanigan près de Saskatoon, en Saskatchewan. La couche de potasse exploitable (à droite) a une épaisseur d'environ 3 mètres.

Exercice 6.3 Faire de l'évaporite

C'est une expérience facile que vous pouvez faire à la maison. Versez environ 50 ml (un peu moins de 1/4 tasse) d'eau très chaude dans une tasse et ajoutez 2 cuillères à café (10 ml) de sel. Remuez jusqu'à ce que tout ou presque tout le sel soit dissous, puis versez l'eau salée (en laissant le sel non dissous derrière) dans un plat large peu profond ou une petite assiette. Laisser évaporer quelques jours et observer le résultat. Quelle est la gamme de taille et la forme des cristaux que vous avez cultivés ?

Cela peut ressembler un peu à la figure 6.2.9. Ces cristaux mesurent jusqu'à environ 3 millimètres de diamètre.

Attributions aux médias

  • Figures 6.2.1, 6.2.2, 6.2.3ab 6.2.4, 6.2.5, 6.2.7, 6.2.9 : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure 6.2.3c : JoultersCayOoids par Wilson44691. Domaine public.
  • Figure 6.2.6 : © André Karwath. CC BY-SA.
  • Figure 6.2.8 : Photo reproduite avec l'aimable autorisation de PotashCorp. Tous les droits sont réservés. Utilisé avec autorisation.
  1. Nous utilisons le mot Marin lorsqu'il se réfère à des environnements d'eau salée (c'est-à-dire océaniques), et le mot aquatique en se référant aux environnements d'eau douce. &crarr

une roche sédimentaire composée principalement de calcite

une roche sédimentaire à grains très fins formée presque entièrement de silice

une roche sédimentaire ferrifère riche en minéraux tels que l'hématite et la magnétite, qui peut être interstratifiée avec du chert

divers types de roches qui se forment lorsque les plans d'eau s'évaporent

la zone du côté océan d'un récif

la zone d'eau peu profonde sur la rive d'un récif

une petite sphère de calcite (environ 1 millimètre) formée dans des zones d'eau marine tropicale peu profonde avec de forts courants

une forme de travertin qui est particulièrement poreuse car elle se forme autour du matériel végétal existant

un dépôt de carbonate de calcium qui se forme dans les sources, les sources chaudes ou dans les grottes calcaires

un spéléothème en forme de cône qui est suspendu au toit d'une grotte

un spéléothème en forme de cône qui se forme sur le sol d'une grotte

une caractéristique formée en solution dans une grotte calcaire (par exemple, une stalactite)

un minéral carbonate de calcium-magnésium (Ca,Mg)CO3

une roche carbonatée composée principalement de la dolomie minérale

l'ajout de magnésium au calcaire au cours duquel tout ou partie du carbonate de calcium est converti en dolomie


Évents hydrothermaux

Les bouches hydrothermales sont des fissures dans le fond de l'océan ou des structures en forme de cheminée s'étendant du fond de l'océan généralement jusqu'à 150 pieds (45 mètres) de hauteur. Certains sont beaucoup plus élevés. Ils se trouvent généralement sur les dorsales médio-océaniques où l'activité volcanique est présente. À l'aide de navires submersibles en eaux profondes, les scientifiques ont découvert pour la première fois des cheminées hydrothermales dans l'océan Pacifique en 1977.

Ces évents libèrent de l'eau chaude chargée de minéraux dans l'océan environnant. La température de ce fluide est généralement d'environ 660ଏ (350ଌ). En raison de la pression élevée exercée par l'eau aux profondeurs des fonds océaniques, les fluides hydrothermaux peuvent dépasser 100 °C (100 °C) sans bouillir. Souvent, le fluide libéré est noir en raison de la présence de très fines particules minérales de sulfure qui contiennent du fer, du cuivre, du zinc et d'autres métaux. En conséquence, ces sources chaudes d'océan profond sont appelées fumeurs noirs.

Les sources hydrothermales sont entourées de formes inhabituelles de vie marine, notamment des palourdes géantes, des vers tubicoles et des types de poissons uniques. Ces organismes vivent de bactéries qui se développent grâce aux composés chimiques riches en énergie transportés par les fluides hydrothermaux. C'est le seul environnement sur Terre soutenu par une chaîne alimentaire qui ne dépend pas de l'énergie du Soleil ou de la photosynthèse. La source d'énergie est chimique, pas solaire, et est appelée chimiosynthèse.

la lithosphère, la roche chauffée se déplace le long de la base de la lithosphère, exerçant des forces de traînée sur les plaques tectoniques. Cela provoque le déplacement des plaques. Dans le processus, la roche chauffée commence à perdre de la chaleur. En se refroidissant et en se densifiant, la roche retombe ensuite vers le noyau où elle se réchauffera à nouveau. Les scientifiques estiment qu'il faut 200 millions d'années à la roche du manteau pour faire le voyage circulaire du noyau à la lithosphère et vice-versa.

En moyenne, une plaque se fraie un chemin à la surface de la Terre à un rythme qui n'est pas plus rapide que la croissance des ongles humains, soit environ 2 pouces (5 centimètres) par an. En se déplaçant, une plaque peut se transformer ou glisser le long d'une autre, converger ou se déplacer dans une autre, ou diverger ou s'éloigner d'une autre. Les limites où les plaques se rencontrent et interagissent sont appelées marges de plaque.

Lorsque deux plaques continentales convergent, elles se froissent et se compressent, formant des chaînes de montagnes complexes. Lorsqu'une plaque océanique converge avec une plaque continentale ou une autre plaque océanique, elle s'enfoncera sous l'autre plaque. En effet, la croûte océanique est constituée de basalte, qui est plus dense (plus lourd) que les roches granitiques qui composent la croûte continentale. Le processus d'enfoncement d'une plaque tectonique sous une autre est connu sous le nom de subduction, et la région où elle se produit est connue sous le nom de zone de subduction.

Lorsqu'une plaque tectonique s'enfonce sous une autre, le bord d'attaque de la plaque tectonique est poussé de plus en plus loin sous la surface. Lorsqu'il atteint environ 112 kilomètres dans le manteau, une température et une pression élevées font fondre la roche au bord de la plaque, formant un magma épais et fluide. Comme il est moins dense que la roche qui l'entoure généralement profondément sous terre, le magma a tendance à s'élever vers la surface de la Terre, forçant son chemin à travers des couches de roche affaiblies. Le plus souvent, le magma s'accumule dans des réservoirs souterrains appelés chambres magmatiques où il reste jusqu'à ce qu'il soit éjecté sur la surface de la planète par des évents appelés volcans. (Pour plus d'informations, consultez le Volcan chapitre.)

Dorsales médio-océaniques et plaques divergentes

Une dorsale médio-océanique est une marge de plaque où deux plaques tectoniques divergent. Des roches en fusion émergent sous la crête de la crête. Les géologues estiment que 75 pour cent des roches en fusion ou du magma atteignant la surface de la Terre le font à travers les dorsales médio-océaniques. Au contact de l'eau de mer, le magma se solidifie, formant une nouvelle croûte océanique aux extrémités arrière des plaques divergentes. Les roches qui se solidifient au niveau de la crête enregistrent la polarité actuelle du champ magnétique terrestre.

Les crêtes à propagation rapide ont plus de magma sous elles et plus d'éruptions volcaniques se produisent le long des crêtes. Ces crêtes semblent s'étendre

un peu en douceur comme de la tire chaude qu'on sépare. Les crêtes à propagation plus lente ont moins de magma, et la croûte océanique dans ces zones se fissure et se brise au fur et à mesure qu'elle se sépare. L'âge des roches dans les bassins océaniques augmente à mesure qu'elles s'éloignent des crêtes. Ils sont également plus profondément enfouis par les sédiments parce que ces sédiments ont eu plus de temps pour s'accumuler.

Parce que la Terre est dans un état dynamique constant, la création et l'expansion de la croûte dans une zone nécessitent la destruction de la croûte ailleurs. Sur la planète, une nouvelle croûte se forme au niveau des marges divergentes des plaques et est détruite au niveau des zones de subduction. La croûte continentale a peut-être plus de 3 milliards d'années, mais la croûte océanique a moins de 200 millions d'années. Le recyclage de la croûte océanique s'effectue entre les dorsales médio-océaniques (où elle est créée) et les immenses fosses océaniques (où elle est détruite). Le bassin de l'océan Pacifique, contenant la grande majorité des tranchées du monde, se rétrécit actuellement à mesure que les autres bassins océaniques s'étendent.

Dans une zone de subduction, une plaque océanique se replie vers le bas, plongeant abruptement sous la plaque adjacente et descendant dans le manteau où elle est réabsorbée et ramenée à un état fondu, ce qui recommence le cycle. Une partie de ce matériau en fusion peut remonter à la surface à travers des fractures de la croûte. En conséquence, de nombreux volcans se forment parallèlement aux tranchées du côté opposé à celui de la plaque océanique subductrice. Là où les tranchées sont situées dans l'océan, comme dans le Pacifique occidental, ces volcans forment des arcs ou des chaînes d'îles volcaniques. Là où les tranchées longent les marges des continents, des chaînes de montagnes volcaniques se forment près des bords des continents, comme les montagnes des Andes en Amérique du Sud.


6.3 Milieux de dépôt et bassins sédimentaires

Les sédiments s'accumulent dans une grande variété de milieux, tant sur les continents que dans les océans. Certains des plus importants de ces environnements sont illustrés à la figure 6.3.1.

Figure 6.3.1 Certains des environnements de dépôt importants pour les sédiments et les roches sédimentaires.

Le tableau 6.4 fournit un résumé des processus et des types de sédiments qui se rapportent aux divers environnements de dépôt illustrés à la figure 6.3.1. Nous examinerons de plus près les types de sédiments qui s'accumulent dans ces milieux dans la dernière section de ce chapitre. Les caractéristiques de ces divers environnements et les processus qui s'y déroulent sont également abordés dans les chapitres suivants sur la glaciation, le gaspillage de masse, les cours d'eau, les côtes et le fond marin.

Tableau 6.4 Les environnements de dépôt terrestres importants et leurs caractéristiques
Environnement Processus de transport importants Environnements de dépôt Types de sédiments typiques
Glacial gravité, glace en mouvement, eau en mouvement vallées, plaines, ruisseaux, lacs till glaciaire, gravier, sable, limon et argile
Alluvial la gravité vallées encaissées fragments angulaires grossiers
Fluvial eau en mouvement ruisseaux gravier, sable, limon et matière organique (dans les parties marécageuses seulement)
Éolienne vent déserts et régions côtières sable, limon
lacustre eau en mouvement (qui coule dans un lac) des lacs sable (près des bords seulement), limon, argile et matière organique
Évaporite eau en mouvement (qui coule dans un lac) lacs dans les régions arides sels, argile
Tableau 6.5 Les importants milieux marins de dépôt et leurs caractéristiques
Environnement Processus de transport importants Environnements de dépôt Types de sédiments typiques
Deltaique eau en mouvement deltas sable, limon, argile et matière organique (dans les parties marécageuses seulement)
plage vagues, courants côtiers plages, flèches, bancs de sable gravier, sable
Marée courants de marée vasières limon, argile
Récifs vagues et courants de marée récifs et bassins adjacents carbonates
Marine en eau peu profonde vagues et courants de marée plateaux et pentes, lagunes carbonates dans les climats tropicaux, sable/limon/argile ailleurs
Lagonal peu de transport fond de lagon carbonates dans les climats tropicaux
Ventilateur sous-marin écoulements gravitaires sous-marins talus continentaux et plaines abyssales gravier, sable, boue
Marine d'eau profonde courants océaniques plaines abyssales profondes argile, boue carbonatée, boue de silice

La plupart des sédiments que vous pourriez voir autour de vous, y compris les talus sur les pentes abruptes, les bancs de sable dans les ruisseaux ou le gravier dans les tranchées de route, ne deviendront jamais des roches sédimentaires car ils n'ont été déposés que relativement récemment, peut-être il y a quelques siècles ou millénaires. et sont susceptibles d'être ré-érodés avant d'être enfouis assez profondément sous d'autres sédiments pour être lithifiés. Pour que les sédiments soient conservés assez longtemps pour être transformés en roche - un processus qui prend des millions ou des dizaines de millions d'années - ils doivent avoir été déposés dans un bassin qui durera aussi longtemps. La plupart de ces bassins sont formés par des processus de tectonique des plaques, et certains des exemples les plus importants sont illustrés à la figure 6.3.2.

Figure 6.3.2 Certains des types les plus importants de bassins produits tectoniquement : (a) bassin de tranchées, (b) bassin d'avant-arc, (c) bassin d'avant-pays et (d) bassin de rift.

Des bassins de tranchées se forment là où une plaque océanique en subduction plonge sous la croûte continentale ou océanique dominante. Ils peuvent atteindre plusieurs kilomètres de profondeur et, dans de nombreux cas, abriter d'épaisses séquences de sédiments provenant de l'érosion des montagnes côtières. Il y a un bassin de tranchées bien développé au large de la côte ouest de l'île de Vancouver. Un bassin d'avant-arc se situe entre la zone de subduction et l'arc volcanique, et peut être formé en partie par frottement entre la plaque de subduction et la plaque supérieure, qui tire une partie de la plaque supérieure vers le bas. Le détroit de Georgia est un bassin d'avant-arc. Un bassin d'avant-pays est causé par la masse de la chaîne volcanique qui abaisse la croûte de chaque côté. Les bassins d'avant-pays ne sont pas seulement liés aux chaînes volcaniques, mais peuvent se former à côté de montagnes plissées comme les Rocheuses canadiennes. Un bassin de rift se forme là où la croûte continentale est déchirée et la croûte des deux côtés du rift s'affaisse. Au fur et à mesure que le rifting se poursuit, cela finit par devenir une mer étroite, puis un bassin océanique. Le bassin du rift est-africain représente une première étape de ce processus.


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