Chapitre 1 : Synthèse bibliographique
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faible (~0.1°). Le plateau est situé à une profondeur inférieure à 180 m, au-delà, la marge est
caractérisée par une rupture de pente localisée souvent entre 180 et 200 m de profondeur, à partir
de laquelle débute la pente (ou talus) continentale, de pendage moyen 1 à 5° avec une largeur
variable entre 10 – 100 km.
La pente continentale se termine par le glacis, le long duquel le pendage s’adoucit, à une
profondeur moyenne de 3000 à 4000 m. Les profondeurs les plus élevées sont atteintes dans les
plaines abyssales pratiquement horizontales, au-delà de 4000 m de profondeur situées à l’aplomb
de la croûte océanique. Cette classification des domaines est certes simplifiée, mais elle montre
que la morphologie générale d’une marge passive est en pente régulière, c’est à dire que
l’orientation locale du pendage reste relativement constante.
Durant le rifting et au début de l’accrétion océanique, la quantité de magmatisme produit va
varier selon les conditions thermiques (exemple du rifting actif), la quantité de déformation,
et/ou de la composition du manteau. Selon l’importance du magmatisme, les marges seront
subdivisées généralement en deux catégories : les marges volcaniques et les marges nonvolcaniques (Fig.1.3).
Marges volcaniques
La formation des marges volcaniques s’accompagne par la mise en place d’une importante
quantité de magmatisme à la zone de transition océan-continent (TOC). Il est généralement
admis que ces marges témoignent d’une rupture lithosphérique en présence d’un manteau
anormalement chaud (Geoffroy, 2005). L’intense activité magmatique est responsable de la
formation d’une croûte océanique anormalement épaisse (≥10 km) et du développement de
failles normales à pendage vers le continent, accommodant la mise en place des magmas pendant
la phase d’extension (Fig.1.3.a). En imagerie sismique, ces marges sont reconnaissables par la
présence de réflecteurs sismiques inclinés vers le large (SDR : "Seaward Dipping Reflectors") et
de corps magmatiques sous-plaqués sous la croûte transitionnelle, caractérisés par de hautes
vitesses sismique (V p > 7,2 km/s, Bauer et al., 2000 ; Gerlings et al., 2009 ; Keen et al., 2012)
(Fig.1.3.a). Exemple : la marge de Norvège et du Groenland (Hopper et al., 2003).
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faible (~0.1°). Le plateau est situé à une profondeur inférieure à 180 m, au-delà, la marge est
caractérisée par une rupture de pente localisée souvent entre 180 et 200 m de profondeur, à partir
de laquelle débute la pente (ou talus) continentale, de pendage moyen 1 à 5° avec une largeur
variable entre 10 – 100 km.
La pente continentale se termine par le glacis, le long duquel le pendage s’adoucit, à une
profondeur moyenne de 3000 à 4000 m. Les profondeurs les plus élevées sont atteintes dans les
plaines abyssales pratiquement horizontales, au-delà de 4000 m de profondeur situées à l’aplomb
de la croûte océanique. Cette classification des domaines est certes simplifiée, mais elle montre
que la morphologie générale d’une marge passive est en pente régulière, c’est à dire que
l’orientation locale du pendage reste relativement constante.
Durant le rifting et au début de l’accrétion océanique, la quantité de magmatisme produit va
varier selon les conditions thermiques (exemple du rifting actif), la quantité de déformation,
et/ou de la composition du manteau. Selon l’importance du magmatisme, les marges seront
subdivisées généralement en deux catégories : les marges volcaniques et les marges nonvolcaniques (Fig.1.3).
Marges volcaniques
La formation des marges volcaniques s’accompagne par la mise en place d’une importante
quantité de magmatisme à la zone de transition océan-continent (TOC). Il est généralement
admis que ces marges témoignent d’une rupture lithosphérique en présence d’un manteau
anormalement chaud (Geoffroy, 2005). L’intense activité magmatique est responsable de la
formation d’une croûte océanique anormalement épaisse (≥10 km) et du développement de
failles normales à pendage vers le continent, accommodant la mise en place des magmas pendant
la phase d’extension (Fig.1.3.a). En imagerie sismique, ces marges sont reconnaissables par la
présence de réflecteurs sismiques inclinés vers le large (SDR : "Seaward Dipping Reflectors") et
de corps magmatiques sous-plaqués sous la croûte transitionnelle, caractérisés par de hautes
vitesses sismique (V p > 7,2 km/s, Bauer et al., 2000 ; Gerlings et al., 2009 ; Keen et al., 2012)
(Fig.1.3.a). Exemple : la marge de Norvège et du Groenland (Hopper et al., 2003).