DS.67.A66 - Infoterre
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BUREAU DE RECHERCHES DIRECTION SCIENTIFIQUE GEOLOGIQUES ET MINIERES DEPARTEMENT GEOLOGIE Centre Scientifique et Technique Service de Sédimentologie 45 - O R L E A N S - La Source et de Géologie Marine ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE sur LE VOLCANISME DES DORSALES MEDIO-OCEANIQUES par R. DS.67.A66 A LILLE Mai 1967 LB VOLCANISMB DBS DOR3ALBS MBDIO-OCBANIQUBS 1 - INTRODUCTION Les renseignements rassemblés par les diverses expéditions océanographiques n'ont cessé de montrer l'importance de l'activité volcanique actuelle ou récente (1) dans l'ensemble des aires océaniques : partout où la sédimentation ne les a pas recouverts, des volcans, systèmes volcaniques ou coulées apparaissent dans les Ponds marins, au point que certains auteurs (Zelenov, 1963) considèrent que l'hydrosphère est continuellement engendrée et renouvelée par un dégazage du manteau terrestre s'opérant par le moyen de l'activité volcanique. D'après les statistiques de Gutenberg et Richter (1954) mises à jour et interprétées par Decker (1965), les volcans actifs actuellement connus peuvent 8tre classés en deux familles principales : — La première comprend la ceinture circum—pacifique (63 % des volcans actifs) et l'arc allant de l'Indonésie à l'Océan Indien (10 "£). 9 " supplémentaires correspondent aux arcs des Tndes occidentales et des îles Sandwich ainsi qu'aux régions situées à l'intersection de ceintures orogéniques (eud des Célebes, Halmahéra, Mer Banda) et à la ceinture MéditerranéeGurma. - La deuxième famille comprend les volcans situés sur des dorsales médio-océaniques sismiquement actives. Bile groupe 9 r des volcans actifs, auxquels on peut ajouter les 6 "? situés dans les extensions continentales du système de dorsales (Californie, Riftvalleys de l'Bst africain). Enfin, classable8 . 3 " seulement des volcans connus ne sont pas Toutefois, comme l'indique par ailleurs F. DBCKER, ces statistiques ne doivent pas faire trop illusion : d'une part, les zones médio—océaniques sont beaucoup moins bien connues que les régions bordières, d'autre part les calmes éruptions survenant dans les grands fonds sont difficilement décelables. DéjA, (1) c . a . d . tertiaire ou quaternaire. .../.. - 2 - en 1937, Sapper admettait que les systèmes êruptifs des régions médio-océaniques avaient produit 15 % du total des produits volcaniques rejetée entre 1500 et 1914, mais 70 % des laves : or, il apparaît déjà probable que le volcanisme de ces régions a dû être considérablement sous-évalué. En-dehors de cet aspect quantitatif du problème, l'étude du volcanisme des régions médio-océaniques a un grand intérêt pétrologique : généralement situées à grande distance des croûtes sialiques, ces régions sont les plus aptes à montrer un volcanisme exempt de toute contamination et peuvent donner ainsi le maximum de renseignements sur la composition du manteau terrestre. C'est pourquoi un certain nombre de pétrologues modernes, dont je résumerai brièvement les travaux, se sont intéressés aux échantillons ramenés par les diverses expéditions océanographiques . Auparavant toutefois, nous verrons un aperçu des connaissances actuelles sur l'ensemble des dorsales médio-océaniques. • / •• • 2 - DESCRIPTION DBS DORSALES MBDTO-OCBANTQÜBS 21 - Hi st orique. L'existence de reliefs occupant le centre de certains océans et les divisant en bassins partiellement indépendants est connue depuis le siècle dernier. Toutefois, la connaissance précise de ces reliePs a été étroitement tributaire du progrès des méthodes océanographiques d'écho-sondage et se trouve 8tre assez récente (Heezen et Ménard, in "the Sea", 1963, p. 234 sq). Les premiers appareils permettant de Paire des proPils d'écho-sondage continus apparurent en 1920 : aucun, toutefois, n'était utilisable en haute mer et, jusqu'à la 2ème guerre mondiale, les grands profils ne pouvaient être faits que par des écho—sondages discontinus le plus rapprochés possible (ainsi, l'expédition du Meteor, 1933). De 1946 à 1952 furent perfectionnés divers systèmes d'écho-sondages. Enfin, en 1953-1954, apparurent les Precision depth recorder et Precision graphic records qui peuvent dépasser une précision de 1,5 m sur 5.000 m. C'est alors que s'accéléra l'impressionnante collecte de renseignements que nous connaissons a ctuellement. En 1959, Heezen, Tharp et Ewing définissaient et analysaient les principales dorsales médio-océaniques. Les recherches ultérieures n'ont guère modifié les grandes lignes de ce système, qui devient de mieux en mieux connu. Mér.ard (196!5) proposa toutefois d'adjoindre à l'ensemble des dorsales médio-océaniques diverses élévations qui porteraient à 84.700 km la longueur totale du système, au lieu des 65.000 initialement décrits (Heezen et Ewing, "the Sea", p. 388). Ce nouveau schéma ne semble pas actuellement incontesté (fig. I). Nous nous attacherons essentiellement, ci-dessous, à l'étude des dorsales médio-océaniques sensu stricto, telles que avaient tracées Heezen, Tharp et Bwing, et décrirons ensuite le système de Ménard. les Fig. 1 : les rides et élévations d'après Ménard ( 196=> ) Fig. 2 : les basaltes tabulaires, médio-océaniques, d'après Ménard ( 1*96 5 cncsToroccwcmsc t OF msc FRACTURE ZONES Oft R IAWITS OCE«»C fLOOO «âSALTS *S£I$MIC msc r \ - 22 - Le système principal 4 - de rides médio-océaniquea. f 221 - Extension. Le relief le plus anciennement et le mieux connu est celui qui coupe en deux l'Océan Atlantique : la dorsale médioAtlantique. Vers le Sud, celle-ci contourne l'Afrique (dorsale Atlantique-Indienne) et se raccorde à la dorsale médio-Tndienne (ou M . I . O . R . : mid indien oceanic ridge), dont la branche nord, appelée ride Carlsberg, s'enfonce dans le golfe d'Aden et se poursuit d'une part dans la Mer Rouge, d'autre part dans le système de rift valleys africaines. L'extension vers l'Est de la dorsale médio-Tndienne prend le nom de dorsale Pacifique-Antarctique qui se raccorde elle-môme à l'élévation du Pacifique est. Bn continuant vers le Nord, cette dernière élévation s'enfonce dans 1« golfe de Californie. Son tracé n'est plus ensuite incontesté : certains voient passer son axe sur la terre ferme en Californie, d'autres le tracent en mer parallèlement à la cote. La dorsale médio-Atlantique se continue en mer de Norvège, comprend 1'Islande dans son tracé, traverse l'Océan Antarctique et s'enfoncerait en Sibérie dans le golfe de la Lena (Heezen et Bwing, op. cit., 1.963). Elle laisse au Nord l'élévation Lomonoeov, qui ne ferait pas partie du système mondial de dorsales médio-océaniques. D'autres bifurcations du système sont moins incontestées : ce sont, d'une part, l'élévation chilienne, qui pourrait se raccorder à l'élévation du Pacifique est, d'autre part, l'élévation mélanésienne qui se raccorde à la dorsale Pacifique-Antarctique et comprend en particulier la Nouvelle-Zélande. Le tracé ainsi défini est long au total de 74.000 km, ce qui en fait le trait tectonique majeur du globe terrestre. 222 - Morphologie. La majeure partie des dorsales peuvent être définies comme de larges bombements fracturés, dont le relief au-dessus du plancher océanique adjacent va de 1 à 3 km. La largeur dépasse souvent 1.000 km, ce qui fait que l'ensemble des dorsales occupe le tiers ds*surfaces océaniques. Leur structure est en général grossièrement symétrique de part et d'autre d'un axe central. Un certain nombre de provinces ont été définies dans la dorsale de l'Atlantique nord, la mieux connue et la mieux caractérisée. En allant du centre vers l'extérieur, suivant une coupe faite aux environs du parallèle 45° N , on rencontre successivement (Heezen et Bwing, 1963, op. cit. et Le Pichón, 1966) : par - une vallée centrale (rift valiy), effondrement bordé des fiance abrupts ; - des montagnes (rift mountains) dominant de 900 à 300 m cette vallée. Leur sommet culmine aux alentours de - 2.000 m sous la surface de l'océan ; - un haut plateau fracturé, à - 3 . 3 00 m. restant de la zone des - 3.000 L'ensemble de ces 3 domaines constitue la province des crêtes (crest province) qui est large ici de 740 km (400 miles nautiques). Plusieurs marches à bords escarpés, dont chacune est habituellement accidentée dans le détail, font descendre le fond depuis le haut plateau jusqu'aux plaines ou collines abyssales adjacentes, profondes ici de 5.500 m (3.000 fathoms). Des vallées intérieures peuvent courir dans ces marches, parallèlement à la rift valley. L'existence de cette rift valley centrale, qui coïncide, comme nous le verrons plus loin, avec des lignes d'anomalies sismiques, géophysiques et géothermiques, est un trait tectonique important. Pourtant, on ne connaît de rift valley que dans la dorsale Atlantique nord avec son prolongement antarctique d'une part, dans les dorsales de l'Océan Indien d'autre part (encore que, dans ce dernier cas, leur tracé semble assez difficile à définir) ainsi, bien sûr, que dans l'extension africaine de ce dernier système. La dorsale Atlantique sud ne semble pas avoir de rift valley centrale. Plusieurs rides et fossés, dont aucun ne coïncide systématiquement avec l'axe de l'élévation, courent le long des flancs des dorsales du Pacifique est et du Pacifique-Antarctique (Ménard, 1965 a.) .Bnf in, même là o<\ existe une rift valley centrale, celle-ci semble avoir une structure en échelons plutôt qu'un tracé continu. Cette vallée centrale est généralement interprétée comme un fossé d'effondrement, tous les auteurs estimant que, loin d'être des figures de compression, les dorsales sont des figures en e x tension dues à des bombements sous—jacente. 333 - Séismicité. Les statistiques de Gutenberg et Richter (1954) avaient déjà montré qu'une ligne d'épicentres de faibles profondeurs - 6 - (inférieure à 6 0 km) était 9ituôe sous les dorsales me dio-At1 antiques, alors que les epicentres de moyenne et grande profondeurs (60 à 300 km) se rencontraient essentiellement dans les zones orogéniques de la ceinture circum pacifique. Les renseignements collectés depuis, en particulier par l'U. S. coast and geodetic survey, ont largement confirmé cette estimation (Decker, 1965). Ainsi une ligne continue d'ôpicentres jalonne l'axe de la dorsale médio—Atlantique nord : large de 180 km (lOO miles) , ce qui correspond à peu près à la précision de localisation, cette bande séismique se trouve centrée sous la ri ft valley (Heezen et Bwing, op. cit., 1 9 6 3 ) . Semblable disposition a été retrouvée dans la M . I . O . R . comme dans ses extensions continentales, la bande d'épicentres jalonnant là aussi l'axe des rides. Toutes les autres dorsales citées ci-dessus, sans exception se sont également révélées sismiquement actives, soit qu'une ligne d'épicentres ait été mise en évidence suivant l'axe de dorsales connues, soit, au contraire, qu'une dorsale éventuellement pourvue d'une rift valley ait été trouvée coïncidant avec une ligne d ' é p i centres déjà connue (cas du prolongement dans la mer du Nord et l'Océan Arctique de la dorsale médio-AtIantique, cas de la dorsale chilienne ) . Significativement, profondeur. 324 il s'agit toujours de foyers de faible - Flot de chaleur. Les méthodes de mesure du flot de chaleur traversant les planchers océaniques ont été mises au point par Bullard ( 1 9 5 4 ) . L'étude statistique des mesures actuelles indique les valeurs moyennes suivantes (Von Herzen et Langseth, 1965) : /*i c a l . / cm2/sec. pou r i« n n i-l 1 ,36 1 ,71 1 ,43 'Océan Atlantique n Pa cifi que M Indien. La moyenne obtenue pour le Pacifique est toutefois faussée par une concentration des mesures sur les dorsales. Une moyenne g é nérale de 1,5 / A c a l . / c m 2 / s e c . semble vraisemblable. Les mesures faites dans l'ensemble sensiblement de cette moyenne. Ainsi : des dorsales s'écartent - de hautes valeurs (2,8 ¿ 6 , 5 / i c a l . ) ont otó mesurées dans une étroite bande proche de la críte de la dorsale m é d i o Atlantique nord, tandis que de faibles valeurs caractérisaient les fiance et les bassins adjacents (Nason et L e e , 1962). Des résultats — 7— analogues ont été obtenus dans l'Atlantique sud (Vaquier et Von Herzen, 1964) : jusqu'à 8,1 /** cal. dans une bande de 200 km centrée sur la crête, et de basses valeurs à des distances de 300 à 600 km de cette crête. - de hautes valeurs (jusqu'à 8,1 /*cal.) ont été mesurées dans la province des crêtes de la dorsale du Pacifique est, réparties en deux étroites bandes séparées par quelques centaines de km. Dans la partie sud de cette dorsale, il pourrait même exister plus de deux bandes, larges chacune de 30 A 50 km, tandis que la région équatoriale est caractérisée par une bande large de 1.000 km, siège de flux relativement élevés (2 à 3 /*cal.) (Von Herzen et Langseth, 1965 ) . - des valeurs légèrement supérieures à la normale caractérisent les dorsales, séismiques ou non, de l'Océan Tndien, tandis que les flancs sont encore le siège de flux anormalement bas. - de très hautes valeurs ont été observées dans le d'Aden et le golfe de Californie : golfe . la ride Walvis (qui ne fait pas partie du système de dorsales médio-océaniques) est également caractérisée par des valeurs élevées (2,17 / M cal. ) . . l'élévation Darwin par contre qui, nous le verrons, serait une ancienne dorsale actuellement calmée, ne livre pas de valeurs anormales. Ainsi, la province des crêtes des dorsales médio-océaniques actives semble une région privilégiée du point de vue du flux de chaleur. De basses valeurs ayant été observées dans les fosses de la ceinture circum—Pacífi que, de nombreux auteurs ont pensé que le flux de chaleur élevé indiquait la montée de courants de convection du manteau, tandis que les flux bas jalonnaient leur redescente. C'est peut-être aller un peu vite : nous avons vu que des flux bas existent, non seulement sur le pourtour de l'Océan Pacifique, mais encore dans les flancs des dorsales elles-mêmes. On peut penser que la somme des résultats actuellement disponible est encore insuffisante pour asseoir ces interprétations. L'hypothèse a également été avancée que les valeurs élevées obtenues dans les provinces de crêtes étaient dues à des montées magmatiques s ' exprimant en venues doléritiques. C'est là déplacer le problème : il semble plus logique de penser que flux de chaleur élevé et occurence de magmas proches de la surface sont deux effets d'un même phénomène, qui reste à définir. - 8 - 335 — Btude géophysique dea dorsales« 325 1 - Sur la lancée des expéditions de Vening líeinesz (1948), des études de sismique réfraction et de gravimétrie ont été faites dans l'ensemble des aires océaniques. Différentes communications des chercheurs du Lamont geological Observatory ont récemment synthétisé l'essentiel des résultats acquis (Le Pichón, et coll., 196 5. Talwani, Le Pichón et Bwing, 1965. Le Pichón, 1966). Ce sont elles que nous résumerons brièvement ci-dessou s. 3352 - Rappelons tout d'abord la structure de la croûte océanique dans les régions "normales", c'est-à-dire à l'écart des dorsales comme des fosses. Les mesures sismiques ont permis de définir les couches suivantes, du haut en bas (Bwing et Nafe, Raitt, Bwing, in "the Sea", 1963) : - Lit 1 : sédiments non consolidés, dans lesquels la vélocité des ondes compressionnelles reste inférieure à 4 km/sec. L'épaisseur du lit 1 varie de 0 à plusieurs km. Une stratification semble exister du haut en bas entre des sédiments non consolidés et semi-consolidés. - Lit 2, dans lequel les vélocités vont de 4 à 6 km/sec. Il est vraisemblablement constitué de sédiments consolidés et de basaltes (Nicholls, 196 5 ) . Son épaisseur irait de 1 à 3,5 km. - Lit 3, ou "couche océanique", ou "couche basaltique" : la vélocité moyenne est de 6,7 k m / s e c , ce qui peut correspondre aussi bien à un gabbro (Raitt, op. cit., 1963) qu'à des péridotites serpentinisées (Hess, 1955, 1963). L'opinion prévaut encore, cependant, qu'il s'agit de basaltes (Le Pichón, 1966). du lit Compte—tenu des erreurs d'estimation, l'épaisseur moyenne 3 serait de 4 , 8 km + 1,4 km. - La discontinuité de Mohorovicic sépare le lit 3 du manteau supérieur, dans lequel la vélocité moyenne est de 8,13 km/sec. L'opinion prévaut actuellement que ce manteau supérieur a une composition comparable à celle des chondridites météoriques, c'est—à-dire à celle d'un mélange de péridotite et de basalte. 3353 - La dorsale médio-Atlantique nord est actuellement la mieux connue, du point de vue géophysique. Talwani et colle (1965) ont proposé le schéma des figures 3 et 4 qui tient compte à la fois de l'anomalie gravimétrique et des mesures de sismique réfraction. L'originAité de la province des crêtes apparaît nettement comme le reflet de phénomènes se situant dans le manteau supérieur. Fi». 3 : S c h é m a g é o p h y s i q u e do Ja d o r s a l e rué di o - At ] an t .i .¡ue n o i d , in T a i w a n i , Le P i c h ó n et E v i r g f 19f» S ) . , -50Okm, , , , 9 km, . , SQOkm, , , í lOgOkrq _,_ 350- -350 300- : 300 250- ASS -250 BOUGUER ANOMALY 200-; -200 naal • mgal FREE AIR ANOMALY 50- -50 '.•.••."•;•..' Unconsolidated *.*•* / / Sediment Basemert /^/'Oceonic V ^7. Loyer 3 kmAec Loyer Montle Vertical Exoggerotion - 40 km' I km -500km 0km 500 km 1000 km } *' Gravity anomalies and scismically determined structure across the north mid-Atlantic ridge. T h e continuous gravity data were obtained on Vema cruise 17. Bouguer anomalies were obtained assuming two dimensionality and assuming a density of 2.60 g / c m " for the basement layer. A correction was also m a d e for the sediment layer. T h e seismic section is obtained by projecting the structure at seismic stations along the gravity profile. Seismic horizons are represented by dots. Values of comprcssional wave velocities in km/sec are indicated. N u m b e r s within parentheses denote assumed seismic velocities, ivi ß• 4 : Modèles géophysj ques proposés par Le Pichón et Ewing (1965). i i i ' • i Talwani, i i i i i 360- i i •360 280 0km 500km 1000 km &. Three possible crustal models across the north mid-Atlantic ridge which satisfy gravity anomalies and are in accord with seismic refraction data. In all three models the anomalous mantle found seismically under the crest of the ridge is assumed to underlie the normal mantle under the flanks of the ridge. In case I the anomalous mantle is assumed to have a uniform density; in case II its density is assumed to increase downward, and in case III the material constituting the anomalous mantle is assumed to be lighter near the axis of the ridge. - 9 - Dan8 la même communication sont proposée trois modèles géophyeiques satisfaisant ce schéma. La masse compensatrice reste comprise dans les 30 km superficiels du manteau, comme l'avaient démontré Talwani et coll. (196 1). Le lit 3 disparaît totalement sous la province des crêtes, tandis que le lit 2 subit un épaissi8sement vraisemblablement dû à un "volcanisme intensif (Le Pichón, 1966). 2354 — La structure siami que de la dorsale médio— Atlantique nord, se retrouve identique a elle-même, dans son prolongement en mer de Norvège et en mer de Labrador. Dans le golfe de Californie et dans la Mer Rouge ont été retrouvées des structures comparables (bibliographie dans Le Pichón, 1,966). Le schéma proposé par Talwani et coll. (1965) pour la dorsal« du Pacifique a bien des points communs avec celui de la dorsale médio—Atlantique; toutefois, le lit 3 subit seulement un amincissement et le lit 2 n'a pas use épaisseur anormale dans la province des crêtes ; cette dorsale serait actuellement a un stade d'évolution moins avancé que la dorsale médio-Atlantique (Ménard, i960). 226 - Localisation des dorsales médio-océaniques. Il reste enfin à justifier le nom de "médio—océanique" attribué à ce système tectonique. Ménard (1959, et in the Sea, 1963, p. 273) l'a une démonstration graphique assez spectaculaire. fait par L'isobathe des 1.000 m, dont la position serait moins aléatoire que les lignes de rivage, est prise comme marge des bassins océaniques. Une famille de courbes parallèles à ces marges sont tracées sur an globe au moyen d'arcs curvilignes. L'intersection des arcs d'égal rayon tracés depuis deux marges opposées établissent une ligne médiane. Ainsi, toute concavité d'une marge a une ligne médiane associée, s'ajoutant A celle du bassin tout entier. La ligne ainsi dessinée coïncide approximativement avec le tracé des dorsales médio-océaniquea dans l'Atlantique, l'Océan Indien et les parties sud et est de l'Océan Pacifique. Dans le Pacifique central, elle coïncide avec la ride Tuamotu, les Christmas, les mid-Pacif i que mountains et les Bmperor seamounts : cette bande étroite et aiguë d'élévations non sismiques serait une ancienne dorsale maintenant calmée. Au contraire, le plateau des Acores, qui coïncide également avec une des lignes tracées par Ménard, serait une ride encore faiblement développée. - 10 - Ainsi les floréales correspondent bien en général au "milieu" des océans. 227 — Le système de "rides et élévations océaniques", de Ménard ( 1965 ) . Ménard lui-même, schéma tout différent. pourtant, a récemment suggéré un Au système de dorsales médio—océaniques décrit ci-dessus, l'auteur a ajouté d'autres élévations moins connues qui possèdent les caractères suivants : - relief ; existence de rides et fosses longitudinales ; existence de fractures transverses ; séismicité et flot de chaleur élevé. L'auteur décrit ainsi (figure l ) : - la dorsale du Pacifique sud (définie par Ménard, Chase et Smith, 1964) . - la dorsale mélanésienne, divisée en 3 sections majeures par des zones de fracture. Certaines parties ont une topographie en rides et sillons ainsi qu'une ligne depi cent res . - la branche de dorsale mértio-Atlan tique nord qui s'enPonce entre l'Amérique et le Groenland et qui pourrait se raccorder par l'Alaska à la ride du Pacifique est. - la branche continentale allant du lac Raïkal à Gibraltar, m a r quée par des plateaux, sillons failles et ceintures sismiques. L'ensemble des traits tectoniques considérés ici occupe 84.7OO km. 4 2 . 4 0 0 (5O «*) sont centrés dans un bassin océanique, c'est-à-dire dans une bande de 1 . OOO km centrée sur la ligne médiane des océans. D'un autre point de vue, de longues sections du système ne sont pas reliées au centre des océans, mais décrivent des arcs de cercle entourant les plate-formes continentales : ainsi l'Amérique du Sud, l'Antarctique, l'Afrique, peut-être aussi l'Amérique du Nord et l'Europe sont ceinturés par ces accidents. Si l'on estime que la crête d'une dorsale correspond à un arc de cercle de rayon constant entourant un centre continental lorsque œtte ride ne s'en éloigne jamais de plus de 1.000 km, on trouve que 67 "£ du système est ainsi centré. Les cercles «n question ont des rayons compris entre 1.600 et 2.000 km. • ••/ •• • - 11 - L'auteur en déduit, au terme de son analyse, que ce sont ces nuclei continentaux qui conditionnent la formation des rides : la séparation du produit léger que constitue le continent a laissé, lors de sa formation, un résidu dense dont l'enfoncement provoque un flux de matière et la constitution d'anneaux entourant le continent. A ce stade d'interprétation, les hypothèses risquent toutefois de nous entraîner trop loin. Nous nous intéressons donc seulement, ci-dessous, aux reliefs du "système principal" défini par Heezen et coll. (.1959). 3 - ECHANTILLONS DC ROCHES PRGLBVBfiS SUR LES DORSALSS MBDIO-OCBANIQUBS 31 - La dorsale wédio-Atlantique. 311 - Introduction. Sous-marine sur la majeure partie de son tracé, la dorsale módi o-Atlan tique s'élève parfois au-dessus du niveau de l'eau. Du nord au sud, on rencontre ainsi l'Islande, les Acores, le roc Saint-Paul, l'Ascension, Sainte—Hélène , Tristan da Cunha, Gough, Bouvet oya. Les études pétrologique» faites sur cette dorsal« se sont donc appliquées, d'une part à des échantillons prélevé» a* fond, d'autre part aux roches affleurant dans les îles. Des articles récents de Muir, Tilley et Scoon (1964-1966), Engel et Bngel (1964), Nicholls (1965), e t c . . ont synthétisé ces résultats. 312 - Le volcanisme des fies. . Bn Islande ont été reconnus, d'une part un volcanisme basaltique tholéitique comprenant des types à hypersthène, d'autre part des basaltes alcalins plus jeunes formant une série différenciée (Muir et coll., 1964). . Dans les Açores, des basaltes typiquement alcalins ont été tifiés (Esenwein, 1929. Berthois, 1953. Iérémine, 1957) (1). iden- . Au roc Saint—Paul, où la situation est compliquée par une série de failles B-W qui accidentent la dorsale, Tilley (1947-1966) a reconnu des mylonites de péridotites. . Toutes les Iles de l'Atlantique sud, de l'Ascension à Bouvet, ont livré des basaltes alcalins avec un peu de mugearite, de trachyandésite, de trachites et de phonolites. Des nodules ultrabasiques peuvent exister dans les basaltes (Daly, 192S-1937. Smith, 1930. Dunn, 1941. Le Maitre et G a s s . , 1963. Le Mai tre, 196 2. Broch, 1946. Muir et coll., 1964-1966) (1). S'appuyant sur les statistiques de Chayes (1963-1964) et Harris (19G4), Bngel et Bngel (1964) calculent la composition (1) Articles cités et résumés par Muir, Tilley et Scoon (1964-1966). • • •/ •• • - moyenne s u i v a n t e . p o u r les basaltes alcalins des Iles compri se ) . SiO2 TiOr 47,79 3,03 A l 2,°3 15,94 13 - (Islande non Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 3 O 3,76 7,46 0 , 15 6 , 83 9,77 3 , 38 K30 1,54 P2O5 0,45 La proportion de roches ayant une composition proche de celle-ci serait, pour chaque île, de 9 0 à 99 %, la moyenne g é n é rale pour l'ensemble de l'Océan Atlantique étant de l'ordre de 98 K. 313 - Le volcanisme s o u s - m a r i n . fondes Des échantillons on't été prélevés dans les parties p r o de la dorsale au cours des expéditions suivantes (1) : . Atlantis ( 1 9 4 7 ) . Echantillons prélevés aux environs du parallèle 30° N , à des profondeurs allant de 4 4 0 à 1 . 4 0 0 m . Etudiés p a r Shand ( 1 9 4 8 ) , Q¿on et Etalera (1963),, M u i r , Tilley et Scoon (1966)» . Discoverer II ( 1 9 6 0 ) . Echantillons prélevés aux alentour» du parallèle 45°5O-' N , à des profondeurs allant de 4 4 0 à 1 . 2 O O m . Etudiés par M u i r , Tilley et Scoon ( 1 9 6 4 - 1 9 6 6 ) . . Argo (expédition L u s c a d , 1 9 6 3 ) . Echantillons prélevés sur les parallèles 9°39' N , 6 ^ 0 3 ' N< 5 ° 4 7 ' S , 2 0 ° 4 0 ' S , à d e s profondeurs allant de 2 . 3 8 0 à 2.9*10 m . Etudiés par Engel et Engel ( 1 9 6 4 ) . . Chain 1 3 , Chain 17 et Chain 31 (1960-196 1 ) . Echantillons p r é l e vés sur les parallèles 5 0 ° 4 4 ' N , 2 2 ° 5 6 ' N et 2 8 ° 5 4 ' N , à des p r o fondeurs allant de 2 . 0 0 0 à 3 . 0 0 0 m . Etudiés par Nicholls et coll. (1964) et Muir et coll. (1966). . Echantillons prélevés sur le parallèle Correns (1930). 1 ° 5 6 ' N Reportés , par Les échantillons recueillis par l'Atlantis et le D i s c o verer II ont fait l ' o b j e t d'études pétrographiques p a r t i c u l i è r e ment poussées (composition chimique globale, m i n é r a l o g i e , teneurs en éléments t r a c e s , e t c . . . ) . . L e s premiers comprennent des basaltes (largement p r é p o n d é r a n t s ) , des dolérites, gabbros et serpentines. L e s pillow lavas sont fréquents dans les l a v e s . (1) La liste c i - d e s s o u s n'est nullement l i m i t a t i v e , mais concerne uniquement les prélèvements qui ont fait l'objet de publications détaillées. . . • / o • o - 14 - L'analyse minéralogique et chimique des basaltes à olivine montre qu'ils sont tous de type th oléi>tique. Les teneurs en potassium sont faibles (K 2 0 0 , 3 6 ) , les teneurs en titane s'étagent de 1,37 (TiO 2 ) à 1,77 (TiO 2 ). Des xénocristaux de plagioclases calciques (An 80 en moyenne) sont observés. Les serpentines proviendraient en partie de harzburgites. Les teneurs en Cr*Oj de deux échantillons analysés sont respectivement de 0,35 et 0,33 % (Hess, 19f>4). Les gabbros, du type gabbro à hypersthène et augite, son t plus ou moins transformés, de même que les dolérites. . Les roches recueillies par le Discoverer IT sont essentiellement des basaltes à d i v i n e s , à affinités alcalines ou, intermédiaires entre alcalines et tholéitiques. Quelques types franchement tholéitiques sont également représentés. Ici encore, les lave« sont très fraîches et les pillow lavas fréquents. Quelques dolérites sont représentées. Les teneurs en potassium sont ici plus fortes (max. 0,77% K 2 0 , moyenne 0 , 4 6 ) , tandis que les teneurs en TiO 2 vont de 1,30 à 1,46 %. De8 xénocristaux d'olivine magnésienne, de plagioclases calciques (Ang 2 _gg) et de spinelle (chromite) sont observés. Ces trois minéraux se rencontrent également dans de petits xénoliths. . Les roches analysées par Ni cholla et coll. (1964) et par Correns (1930) sont également des basaltes relativement frais, de type tho— léitique. Les premiers contiendraient des xénocristaux d'olivine et bytownite (Muir et coll., 1966). Les teneurs en K 2 0 restent inférieures à 0,10 pour les échantillons de Nicholls, à 0,30 pour ceux de Correns. Les teneurs en TiO 2 sont comprises entre O , 7 3 et 1,04 %. . Les échantillons analysés par Engel et Bngel sont tous des basaltes tholéitiques. Les teneurs en TiO 2 sont comprises entre 0,86 et 3,03 %. Les teneurs en K 2 0 vont de 0,14 à 0,31 %. Les auteurs notent également de faibles teneurs en Na et P. La composition moyenne de l'ensemble des tholéites analysées par Bngel, Correns et Nicholls est la suivante : (Bngel et Bngel, 1964) : Si Or TiO A12O2 Fe2O3 FeP MnO Mg O 49,89 1,33 17,38 1,93 7,00 0 , 16 7,90 CaO 1 1 , 5 1 3,77 0, 16 • / • • 0,15 o - 15 - On remarquera les différences avec la composition moyenne des basaltes alcalins provenant des îles, qui avaient de fortes teneurs en TiOg, K Q O , P Q ^ 5 ainsi que, dans une moindre mesure, Une partie des échantillons du Discoverer IT apparaissent intermédiaires entre les deux types, tandis que tous ceux de 1'Atlantis appartiennent bien au type tholéitique. 32 - Les dorsales médio-océaniques de lacean Tndien (M.T.O.R.). 321 - Comme pour la dorsale médio-Atlantique, les premières études pétrographiques faites dans l'Océan Indien se sont effectuées sur les îles : Rodriguez, Nouvelle Amsterdam, SaintPaul, Crozet, Maurice, Réunion et Kerguelen. Ces trois dernières sont toutefois situées nettement à l'écart des rides médio-océaniques . Toutes ces îles sont faites de cônes volcaniques plus ou moins agglomérés. Les études faites ont montré une dominante de basaltes alcalins accompagnés de roches de la série alcaline (Bngel et Bngel, 1965) : andésites, trachytes, phonolites (rares) et rhyolites. Des basaltes tholéitiques pauvres en potassium ont été trouvés à l'île Maurice et à La Réunion. De petits xénolithes de péridotites et pyroxene amphibolites ont été observés dans les basaltes alcalins, qui forment environ 90 % des roches ignées de la plupart de ces îles. Leur composition est comparable à celle des basaltes formant les îles de l'Océan Atlantique, avec de hautes teneurs en potassium et titane. Des résultats détaillés de ces analyses chimiques, comprenant les analyses de terres rares, ont été rassemblés dans les publications de Bngel et coll. (1965). 322 — Des échantillons provenant de divers sondages faits sur la dorsale sous—marine ont été analysés dans les publications suivantes : . John Murray expedition (1933-1934). Echantillons étudiés par Wiseman (1937), Bngel et coll. (1965), Cann et coll. (1965-1966). Sondages faits sur la ride Carlsberg, par 1,5° de latitude S. . Expédition Dodo (scripps institution) (1964) : sondages faits entre 23° et 24° de latitude S, à des profondeurs allant de 3.700 à 4.300 m . Echantillons décrits par'Engel et coll. (1965). . Expéditions H . M . S . Owen (1962) et R . R . S . Discovery (1963). Sondages faits par 5°2O' latitude N et 6l°5O' longitude B, sur une ligne de pics sous-marins bordant une faille B - W . Echantillons décrits par Cann et coll. (1965-1966). - Ifi - . Les sondages de l'expédition Dodo rencontrèrent des laves parfaitement fraîches. Les pillow-lavas étaient fréquentes. Sept analyses complètes ont été faites, soit dans la croûte de pillow—lavas, soit dans des laves porphyriquee. Toutes i n diquent des basaltes tholéitiques identiques à ceux de l ' O c é a n Atlantique. Les teneurs en K 2 0 restent comprises entre 0 , 1 7 et 0 , 3 0 % ; les teneurs en T i O 2 entre 0 , 7 6 et 1 , 5 0 La moyenne de quatre des analyses (écorce des pillow-lavas d ' u n e part , laves porphyriques d'autre part) s'établit ainsi : SiO2 TiC3 A1 2 °3 Fe*>3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O 5 0,65 1,36 17,09 1,66 7,0 0,15 7,49 11,5 2 2,82 *2° 0 , 18 0,08 Les basaltes ramenés par l'expédition John Murray pauvres en K 2 0 ( moyenne : 0,11 ^ ) , plus riches en (moyenne : 3,87 "? ) , et plue pauvres en CaO (moyenne que les précédente. Comme l'indiquent Cann et coll. est très possible qu'il s'agisse de spilites. Les échantillons analysés par Cann et assez variés. On y rencontre : P2O5 coll. sont plus NagO 9,35 °? ) (1966), il (1966) sont . Des laves fraîches, souvent sous forme de pillow lavas, vées sur une montagne sous-marine. Les analyses chimiques trographiques indiquent des basaltes intermédiaires entre types tholéitiques et alcalins, identiques à certains des tillons ramenés de l'Atlantique par le Discoverer II. préleet péles échan- Les autres échantillons ont été prélevés à proximité d'une zone de fracture. On y trouve : . Des brèches basaltiques fraîches, composées de "fragments de basaltes frais et de verre basaltique pris dans une matrice faite de fias fragments du même matériel". Les fragments frais ont une composition de tholéite. D'autres ont subi un début de spilitisation, avec remplissage des vésicules par de la chlorite et du quartz et remplacement des divines par de la chlorite. Les verres sont parfois frais, parfois palagoni U s é e . . Des spilites, ayant une texture proche de celle des basaltes frais. Albites, olivinee totalement pseudomorphosôes par de la * chlorite, vésicules remplies de quartz et chlorite, dans une m a trice de chlorite, augite, albite, spliène, actmote, épidote constituent les associations typiques de ce faciès. Des filonnets remplis de minéraux de basse température parcourent la lame. • • •/ •• • - 17 - D'après les auteurs, l'aspect des laves, leur pétrographie, leur chimisme les rendent strictement identiques aux spilites qu'on considère habituellement comme "primaires". Pourtant, des échantillons intermédiaires entre les basaltes frais et les spilites ont été également prélevés et décrits : des reliques de plagioclases calciques subsistent au milieu des albites. Pour les auteurs, il semble extrêmement probable que ces spilites dérivent de basaltes identiques à ceux qui ont été décrits plus haut. Des "fluides chaux" agissant sur des roches déjà cristallines seraient responsables de cette transformation (la proximité d'une zone de fracture rend cette hypothèse vraisemblable, On pourrait seulement discuter sur le problème de savoir à quel stade de la cristallisation est intervenue la spilitisation). D'autre part, les auteurs font justement remarquer que cette spilitisation ne peut ôtre due à une simple action de l'eau de mer sur les laves, étant donné que la majeure partie des échantillons recueillis sont des basaltes frais non spilitisés. Du point de vue chimique, cette spilitisation se traduit par une diminution des teneurs en CaO et K Q O et une augmentation des teneurs en Na2O + HjO + . Le total des alcalins, Na2^ + K2^+ , augmente au cours de la spilitisation. Les variations des autres éléments ne semblent pas significatives, tout au moins sur la base des 4 échantillons analysés (Cann et coll., 1966, p. 203). . Des roches ultra-basiques ont également été rencontrées: chloritites à actinote et roches à talc et chlorite. Les auteurs comparent ces roches aux matériaux ultra-basiques qu'on rencontre fréquemment en ciment des pillow—lavas spilitiques : ce seraient d'anciens verres basaltiques qui auraient réagi à la spilitisation autrement que les roches cristallines. Ils décrivent également un échantillon dans lequel les lattes feldspathiques sont en cours de remplacement par de la chlorite. . Des brèches silicifiôes forment un nouveau type d'échantillons recueillis. Les échantillons les moins transformés montrent des "galets anguleux ou arrondis de roches ultra-basiques dans une matrice de quartz arrondis allongés cimentée par du talc et de la chlorite". La silification commence par provoquer un nourrissage des quartz, aboutissant à des formes automorphes dans lesquelles se distinguent, grâce à des impuretés, les auréoles d'accroissement. Ensuite, les grains de quartz, continuant à croître, perdent leur forme automorphe tandis que talc et chlorite deviennent résiduels. Les fragments ultra-basiques, en fin de processus, sont eux-mêmes - 18 - remplacés par du fin quartz fibreux : la roche est alors devenue un quartzite hétérogène fait de "quartz fibreux en plages rondes ou anguleuses dans une matrice de larges grains subautomorphes, coupé par des verres de quartz à gros grain". Dans d'autres spécimens, les fragments résiduels, au lieu d'avoir une composition ultra-basique, sont des basaltes spi — litiques ou des verres plus ou moins transformés en quartz,épi dote et sphène . Bien entendu, le processus de silicification décrit cidessus a été reconstitué à partir d'échantillons ponctuels : la progressivité du phénomène est une reconstitution, non une observation directe faite sur une seule carotte. L'hypothèae retenue n'en est pas moins intéressante : les auteurs y verraient un remplacement de brèches volcaniques par du quartz hydrothermal, le phénomène s'inscrivant dans le processus général de spilitisation. . Enfin, des "gabbros à hornblende" partiellement métamorphisés dana le faciès schiste vert ont été recueillis. Les auteurs pensent toutefois qu'il pourrait s'agir d'anciennes amphibolites. Il est particulièrement intéressant de rencontrer ici, dans des roches volcaniques jeunes provenant d'une zone de fractures, les principaux termes de la trilogie de Steinman (auxquels on peut m6me ajouter les roches siliceuses ! ) . On remarquera, d'autre part, la similitude de toutes les roches transformées analysées ici avec celles de certaines séries volcaniques anciennes de régions orogéniques : ainsi, la série cambrienne de Sélibabi, en Mau rit anie. Pour finir, indiquons que toutes les roches de la ride Carlsberg décrites ci-dessus ont des âges absolue (Méthode K / A r ) correspondant au Pliocène ou Pleistocene. - 19 - 33 - L'élévation du Pacifique est (Engel et Bngel , 1964). 331 - Comme pour les autres dorsales, la connaissance de l'élévation du Pacifique est a commencé par celle des ties qui jalonnent son parcours. Toutefois, la connaissance du volcanisme sous-marin a été récemment abordée par des sondages m e nés par la Scripps Institution d'une part, par le Mohole experimental d'autre part. 332 - Tci encore, les îles ont livré essentiellement des basaltes alcalins accompagnés par les autres membres de la série alcaline, andésites, trachytes, ainsi que, plus rarement, rhyolites sodiques. Des basaltes tholéitiques existent également, mais sont subordonnés (Ile Guadalupe). Des inclusions de roches ultra-basiques ont été rencontrées dans les basaltes des îles : dunite, péridotite, pyroxénolite, amphi bololite. diverses Les auteurs estiment que les pourcentages relatifs de ces roches sont, dans l'ensemble des îles, les suivants : - Basaltes principalement alcalins - Andésites, trachytes, - Roches ultra-basiques rhyolithes 90 % 10 % 0,01 % Les compositions de laves provenant des îles Guadalupe, Revillagigedo, Clipperton, Pinta et Sala y Gomez sont indiquées. Les basaltes alcalins ont des teneurs en KgO comprises entre 1,0 et 2,0 ?< et des teneurs en TÍO2 comprises entre 1,7 et 3 , 0 %. Le rapport Pe2O3/FeO est toujours élevé (généralement supérieur à l). Bes basaltes alcalins semblables ont été prélevés dans la "Baja seamount province", par des profondeurs de 600 à 1.300 m les sommets des cônes volcaniques sont souvent faits de pillowlavas, généralement altérés. Des lits de cendre existent et, sur les flancs des volcans, des brèches d'explosion et des fragments ronds de pôridotites et pyroxénites ont été trouvés (ce qui semble montrer la possibilité d'un volcanisme sous-marin explosif). Les auteurs interprètent ces roches ultra—basiques comme des cumulate de différenciation. 333 - Divers sondages profond« de 1.500 A 3.500 m ont été effectués, d'une part entre les parallèles 3 0 e S et 5° S, d'autre part dans la région du Mohole expérimental, entre les parallèles 29° N et 40° N. - 20 - Les premiers ont rencontré des basaltes frais, dépourvu« de croûte manganésifère, généralement sous forme de pi 11ow-lavas. Les seconds, faits dans des zones de fracture, ont rencontré des roches altérées, bréchifiées, contenant des veines de calcite, de la palagonite, des zeolites, e t c . . . Toutes ces roches ont des compositions de basaltes tholéitiques pauvres en potassium. Les teneurs en KgO sont comprises entre 0,06 et 0,25 (moyenne 0 , 1 9 ) , les teneurs en TiO 2 entre 0,76 et 2,27 (moyenne 1,5). Le rapport F e g ^ / F © ^ est presque toujours faible . Certaines de ces roches, provenant de la deuxième série de sondage, ont un grain suffisamment grossier pour Stre appelées des gabbroe. Les autres sont des basaltes. Tls sont remarquablement comparables aux basaltes tholéitiques de l'Atlantique ou de l'Océan T ndien. - 21 - 34 - Les basaltes tabulaires. Pour terminer cette revue, signalons que de vastes aires océaniques occupées par des coulées basaltiques comparables aux trappe du Deccan ont été signalées par divers auteurs, sur la foi d'études géophysiques (Tyrell, 1937 ; Swing et Bwing, 1959, synthétisés et interprétés par Ménard, 1965) : la figure 3, extraite de la publication de Ménard, indique leur localisation. une première aire, très importante, est centrée sur la dorsale médio-Atlantique nord et sur son prolongement en mer de Norvège. Le volume total de basaltes serait de 1,5 x 10 7 km'» Une deuxième, d'importance comparable, correspon-d A la région d'atolls, montagnes sous-marines, et de tablier« arcbipélagiques, connus sous le nom d'"ôlévation Darwin", dans le Pacifique ouest. Cette "élévation Darwin" est interprétée comme une ancienne dorsale raédio-océanique actuellement inactive. Ménard fait également remarquer que les coulées basaltiques de Californie, du Chili, d'Afrique orientale, d'Arabie, sont situées sur le trajet ou a proximité des extensions continentales de rides médio-océaniques. Ce pourrait Stre également le cas des trappe du Deccan. Enfin, le plateau des Bermudas constitue le seul grand tablier basaltique sous-marin actuellement connu situé à l'écart des dorsales médio—océaniques» • ••/*«• - 22 - 4 - CARACTBRBS SPBCTFTQUBS DU VOLCANTSMB DBS DORSALES 41 - I n t r o d u c t i o n . Comme nous l ' a v o n s v u , l ' e n s e m b l e des dorsales m é d i o océaniques est caractérisé par une intense activité v o l c a n i q u e . Cette activité s ' e x e r c e en majeure partie dans des grands f o n d s , mais peut arriver localement à former des montagnes sous—marines ou des îles. U n e partie, enfin, s ' e x e r c e dans les extensions continentales de système. Toutes les études récentes ont montré que le volcanisme des Iles et d ' u n e partie des montagnes sous—marines, est s y s t é m a tiquement différent de celui des grands fonds (inférieurs à 1 . 0 0 0 m ) : le volcanisme des îles est à dominante alcaline et donne parfois des séries différenciées. Le volcanisme des grands fonds aboutit essentiellement à des basaltes tholéitiques ou intermédiaires entre tholéitiques et alcalins. Des roches u l t r a - b a s i q u e s (serpentines, péridotites) ont également été prélevées en certains p o i n t s , aussi bien dans des îles (roc Saint—Paul) que dans les parties s o u s - m a r i n e s . Des s p i lites ont également été découvertes dans des régions de fracture (ride C a r l a b e r g ) . T o u t e f o i s , la grande majorité des basaltes échantillonnés montre des roches fraiches exemptes de spilitisation ou psi agon i t isat i on . Malgré le petit nombre d ' a n a l y s e s actuellement utilisables plusieurs tentatives ont déjà été faites pour dégager les p r i n c i paux caractères du volcanisme de r i d e . 42 - Principaux caractères des basaltes. - Chuyes (1963) tout d'abord tenta d'opposer le volcanisme des rides à celui des Posses circum pacifiques. Toutefois, tous ses exemples étant pris dans les îles, le résultat était systématiquement faussé. - Engel et Engel (1965) se sont efforcés de dégager les caractères chimiques distinctifs du volcanisme tholéitique des grands fonds, opposés d'une part aux basaltes alcalins des îles, d'autre part aux tholéites continentales. Leur argumentation s'appuie sur 1O analyses chimiques complètes, éléments traces compris, dont i proviennent de tholéites de l'Atlantique et 5 de tholôites du Pacifique. En-dehors des basses teneurs en K 3 O déjà citées, les tholéites des grands fonds seraient caractérisées par de faibles teneurs en éléments on trace (Ba, P , Pb, Rb, S 2 , Ti, La, Ni, Zn, U, T h ) , par de basses valeurs du rapport Fe2°3/FeO, et par de basses teneurs on éléments radiogéniques. Leur spectre d'éléments en traces serait très proche de celui d'achondrites riches en cal cium. Pour les auteurs, les basaltes alcalins seraient un produit de différenciation des tholéites océaniques qui représenteraient le magma originel. Les différences entre tholéites océaniques et continentales s'expliqueraient par une légère contamination de ces dernières. - Muir et Tilley (1966) ont critiqué ces généralisations en estimant que le nombre d'analyses actuellement disponibles est très insuffisant, étant donné les différences sérieuses existant entre diverses séries d'analyses provenant de régions proches (cas des échantillons du Discoverer TI comparés à ceux de l'Atlantis). Les ressemblances mises en évidence par Frey et Haskin (1964) entre les spectres de terre rares de tholéites océaniques (Atlantique) d'une part, de chondritites météoriques ou d'achondrites d'autre part, sont considérées comme très intéressantes, mais non encoré suffisantes pour démontrer que ces basaltes sont des produits inaltérés du manteau. Le6 conceptions de ces deux écoles volcanologiques s'opposent surtout quant à l'interprétation donnée aux basaltes alcalins des îles. Muir et Tilley, de même que Cann et Vine (1965), s'appuient tant sur les expériences de Yoder et Tilley (1962) que sur les études volcanologiques et séismologiques de Kuno (1959) pour penser que les basaltes alcalins ont été engendrés a des profondeurs supérieures à celle des basaltes tholéitiques : ils correspondraient eux aussi à un magma primaire et ne résulteraient donc pas d'une différenciation. Cann et Vine (1965) proposent - 24 - l'explication ingénieuse suivante : une île océanique ou une montagne sous—marine de grande taille modifie suffisamment les pressions et températures dans les régions sous-jacentes pour permettre la fusion du manteau à de plus grandes profondeurs, ce qui engendre un basalte alcalin. 43 - Les basaltes tholéitiques alumineux (type W a r n e r ) . - Nicholls (1965) pense également que les magmas tholéitiques océaniques se sont formés à faible profondeur (30 km en moyenne) alors que les basaltes alcalins viendraient de profondeurs supérieures à 6O km. Parmi les tholéites océaniques distingue deux types différents : "Warner", «les rides, des basaltes tholéitiques cet auteur "normaux" ; - des basaltes tholéitiques alumineux, anormalement riches en plagioclases. du type L'observation avait déjà été faite par Engel et Bngel et par Muir et Tilley (I9fi4) que les tholéites des rides pouvaient Stre hautement alumineuses. Ces derniers auteurs ont observé en marge des xénocristaux de plagioclases calciques de certains b a saltes, l'apparition de franges plus sortiques ; il y aurait eu croissance contemporaine de l'éruption de cristaux a partir d ' u n liquide riche en alumine ; ce processus, qui peut conduire à la formation de basaltes hautement alumineux, pourrait être caractéristique d'éruption se faisant sous forte pression d'eau (les auteurs présentent cette explication comme une éventualité plutôt qu'une certitude). Pour Nicholls (1965), qui r e j e t t e cette interprétation, le mélange de tholéites normales et de tholéites alumineuses s e rait seulement caractéristique de magmas formés en présence d ' e a u . La discussion reste actuellement ouverte. • • • j m•• - 44 - Les xénocristaux des 26 - basaltes. Rappelons que Muir et Tilley (I9f>4) ont observé dans les basaltes de la collection du Discoverer TT des xénocristaux d'olivine trôs magnésienne, de picotite et de bitoconite calcique, Tl s'agit là d ' u n assemblage identique à celui des troctolites formant les parties basses d'intrusions ultra-basiques plates du type du "Rhum" (Nouvelles Hébrides). Le pyroxene, en revanche, est absent des xénocristaux, tandis qu'il constitue dans les basaltes une cristallisation tardive. Les auteurs en déduisent qu'il existe une relation g é n é tique entre xénocristaux et basaltes hôtes, ce qui indiquerait la présence d'intrusions gabbroïques plates situées à profondeur modérée sous les basaltes formant la croûte de la dorsale. - 27 - 4 3 - Conclusion. Le petit nombre d'observations et analyses actuellement disponibles sur le volcanisme profond des dorsales conduit à des interprétations assez disparates. Les faits majeurs, incontestables, semblent pourtant les suivants : - un volcanisme principalement tholéitique, mais parfois intermédiaire entre tholéitique et alcalin, occupe les grands fonds (inférieurs à 1.000 m ) . - un volcanisme principalement alcalin survient dans les îles et les hauts fonds, parfois accompagné de types tholéitiques. - le volcanisme calco-alcalin sensu scripto est inconnu dans les dorsales. Les spilites sont cantonnées à quelques r é gions de fracture et ne sont nullement le cas général. - Des roches ultra-basiques pourraient constituer soit des affleurements du manteau (Tilley), soit des cumulate de différenciation (Engel et Engel, 1965). On en retrouve également en xénolithes dans les laves. - ïïnfin, les gabbros et dolérites sont assez rares. Muir et Tilley (1964) ont été pourtant amenés à supposer, par l'étude des xénocristaux des laves, que des intrusions gabbroïques plates existaient sous le plancher océanique dans les zones d'extension. - 28 - 5 - HYPOTHESES EXPI.T GATT VES SW LES DORSALES MEDTO-OCÏÏAM QTJES 51 — Evolution des dorsales. auteurs, Dos schémas d'évolutions ont été présentés par en s'appuyant sur les études suivantes : a) de l'élévat-ion Rtude différent! Darwin. "L'élévation Darwin" correspond à l'ensemble d ' a t o l l s , guyots et archipels volcaniques qui occupent le centre-ouest de l'océan Pacifique. Partant du principe que la surPace d ' u n guyot correspond à une ancienne surface de l ' O c é a n , Ménard (1064) construisit une carte paléobathymétri que donnant le relief des fonds marins avant la subsidence ( c . a . d . á la fin du Crétacé, soit 100 , M ^ , suivant l ' a u t e u r ) . Tl en déduisit les conséquences suivantes (Ménard, 1 0T, r, a ): - Avant 100 M A , existait dans le Pacifique sud-ouest une élévation longue de 1 0 . 0 0 0 k m , large de 4 . 0 0 0 k m , s'élevant de 2 à "î km au-dessus de fonds dépassant "î . OOO m . - Au début de son développement, "l'élévation Darwin" était faiülée suivant des fosses et rides longitudinales d ' u n e part, des fractures transverses d'autre part. - Vers 100 M A , se développèrent de nombreux a r c h i pels volcaniques qui s'éteignirent ensuite progressivement et dont les sommets furent rasés. - Le poids de ces archipels fissura la croûte e n v i ronnante, livrant le passage à des coulées basaltiques qui formèrent les "tabliers archipélagiques". - Pendant ou après cette accumulation, l'élévation commença à s ' e n f o n c e r . Elle a maintenant complètement disparu. Cette subsidence, que la croissance des atolls permet de mesurer, a été assez régulière, bien qu'interrompue parfois par de petites phases de soulèvement. L'auteur pense que ce schéma peut être en parti© appliqué aux autres élévations qui seraient seulement dans les premières phases de leur développement. - b) Etude de la dorsale 29 - médio-Atlantique. Moins conjectural semble l'examen de la Atlantique, plus récente et encore vivante. dorsale médio- Un faisceau d'arguments basé sur l'examen des roches 8édimentaires carottées sur la dorsale ou à ses alentours, ainsi que sur le résultat des mesures magnétiques et gravimétriques conduit Le Pichón (1966) au schéma suivant : La dorsale existait probablement déjà à la fin Méaozoïque sous la forme d'un vaste dôme. du La partie située au Nord du parallèle 30° S Put ensuite le siège d'énormes épanchements de laves. Ces épanchement8 peuvent Stre datés du début du Miocène dans l'Atlantique nord et du début du Pliocène dans la région située au Nord du parallèle 30° S. Depuis cette époque, seule la zone centrale a été active et reste le siège de phénomènes sismiques et d'anomalies géophysiques et géothermiques : l'auteur pense que la formation de la Rift Valley correspond à un épisode tardif. La partie située au Sud du parallèle 30° S n ' a pas été le siège de grands épanchements et, d'autre part, ne possède pas de Rift Valley. On peut penser qu'elle se trouve à un stade moins avancé de son d é veloppement. c) La dorsale du Pacifique est. Enfin, la plupart des auteurs estiment que la dorsale du Pacifique est, est dans sa majeure partie tout au moins, une dorsale "jeune" qui n'est encore qu'au stade du bombement initial. Les grands épanchements basaltiques et la Rift Valley y sont in connus. - 30 - 52 - Différentes hypothèses 521 - Les dorsales Le système de dorsal es médio-océaniques est de découverte trop récente pour n'avoir pas suscité de nombreuses hypothèses. Tous les auteurs semblent s'accorder sur le fait que les dorsales et le volcanisme qui les affecte reflètent des phénomènes se passant dans le manteau : les études géophysiques, géothermiques et séismologiques laissent peu de doute sur ce point. Le Pichón (1966) estime que ces phénomènes intéressent uniquement le manteau supérieur. L'évolution serait la suivante : "un renflement du manteau soulève une écorce typiquement océanique sur une largeur de 2.000 km. Ce renflement atteint une amplitude de 2 km à la crête. Tl s'accompagne d'une élévation de température importante dans une zone ayant plusieurs centaines de km de large et d'un amincissement de 1'écorce, proportionnel à l'élévation de la dorsale. La profondeur et l'épaisseur de la masse compensatrice ne sont pas déterminées par les mesures de gravimétrie et sismique réfraction, et on ne peut exclure la possibilité d'une compensation s'étendant sur plus de 100 km d'épaisseur. Ce phénomène est très probablement semblable à celui qui a élevé le dôme des Rifts africains (Eocène supérieur), le plateau du Colorado (Bocène) , e t c . . Ce phénomène culmine dans une fracturation de l'écorce et d'énormes épanchements de lave qui modifient de manière considérable la structure de l'écorce (Matthews, 1966. Mônard, 1965). Tl s'apparente à la formation des plateaux de basalte d'Ethiopie (Oligocène), de Colombie (Miocène) et de la province brito—arctiqu (CénozoTque inférieur). Le dernier stade semble être la formation du Rift (Miocène ? en Afrique, Pleistocene ? en Islande). L'étude de la dorsale médio-Atlantique nous a montré qu'à ce stade la zone de forte élévation de température est très restreinte et pratiquement limitée à la zone du Rift. Bile nous a appris qu'une grande partie de la masse compensatrice se trouve alors à une profondeur inférieure à 50 k m . . . " . Sur la cause de ce bombement et sur son évolution ultérieure, lea opinions diffèrent : - Mônard et Chase (1965), aux termes d'une analyse sur les "effets tectoniques des mouvements du manteau supérieur" estiment que les dorsales sont dues à des mouvementé verticaux du manteau qui provoquent des soulèvements et des "block faulting", aussi bien sous les continents que sous les océans. Ces mouvements sont réversible comme le montre l'exemple de la "dorsale Darwin". Ménard (1964,65) suppose que les dorsales entourent des nuclei continentaux : la séparation du produit léger que constituent ces continents laisse- - rait un résidu dense qui s'enfonce, anneaux entourant ces nuclei. provoquant un flux et 31 - des - L'hypothèse soutenue par Hess et Dietz (Hess, 1962) n'est pas moins ambitieuse. Hess estime tout d'abord que les études gêophysiques aussi bien que les prélèvements d'échantillons indiquent que la "couche océanique" (ou "lit 3", ou "couche basaltique") est en réalité formée de péridotites serpentinisées. Ces serpentines prennent naissance sous les dorsales médio-océaniques, dans la colonne montante de courants de convection. Biles s'en éloignent ensuite continûment jusqu'à atteindre la colonne descendante du courant de convection (fosses océaniques) où elles subissent une déserpentinisati on. Le moteur de ce mouvement réside donc dans les courants de convection du manteau. Les implications volcanologiques de ce schéma ont été analysées par Nicholls (1965), qui voit dans le mélange de basalte tholéitiques normaux et alumineux observés dans le volcanisme des dorsales, la preuve d'une fusion faite en présence d'eau (ce qui appuie la théorie de Hess). - Le Pichón (1966), en revanche, montre que lea viLeases de "dériv des continents" qu'impose cette hypothèse sont incompatibles avec de nombreuses observations océanographiques. - D'autres hypothèses (Heezen, 1962) font intervenir également une dérive des continents due cette fois à une expansion continue de la terre, suscitant les forces de tension nécessaires à la formation des dorsales. Les mesures de paléomagnétisme donneraient la preuve et la mesure de cette dérive. T ci encore, Le Pichón (1966) montre que les vitesses nécessaires sont incompatibles avec la distribution des sédiments océaniques et avec les mesures géophysiques. - Le Pichón (1966), s'appuyant sur les démonstrations de Me Connel (1965) et Anderson (1966), verrait plus volontiers, comme source d'énergie possible des courants de convection circulant dans le manteau supérieur en-dessous d'une croûte rigide superficielle puissante de 100 km. Les difficultés théoriques soulevées par la "dérive des continents" sont ainsi tournées : la couche superfipas impliquée dans le mouvement, cette dérive pas . -32 52 - Le volcanisme des - dorsales. Nous avons dit que la plupart des auteurs situent la source de ce volcanisme dans le manteau supérieur : la profondeur des epicentres et la quasi disparition de la croGte océanique (ou "lit 3 " , ou "couche basaltique") au-dessus de certaines dorsales le prouvent. L'hypothèse généralement admise sur la nature de ce manteau et sur l'origine des basaltes est toujours celle qu'avait (prudemment) avancée Öowen (1928) : si l'on assigne au manteau une composition comparable à celle des achondrites météoriques, sa formule chimique est celle d'un mélange de péridotite pure et de basalte. La fusion différentielle de ce mélange peut donner naissance à un magma basaltique, que Dowen voyait déjà comme une source possible, ou même probable, pour les "basaltes des plateaux". Peut-être faute d'observations nouvelles sur le m a n teau, les idées ont donc peu varié sur ce point. Le6 opinions divergent seulement sur la nature et l'état physique de cette fraction basaltique, sur la profondeur à laquelle s'est produite la fusion, sur le niveau et l'importance des solidifications successives au cours de l'ascension du magma, etc.. La rapidité avec laquelle les informations sont actuellement recueillies, interprétées, analysées, imposera certainement une constante remise à jour de ces hypothèses : le problème ainsi abordé et ses implications sont certainement un des plus vastes champs d'action de la géologie contemporaine. BOWBN N . L . 1928 The evolution of the igneous rocke. Dover Public. Inc., New-York - 332 p. BULL ARD B . C . 19 54 The flow of heat through the floor of the Atlantic Ocean. Proc. Roy Soc. London - p. 282-292. CANN J . R . , VINE F . J . 1966 An area on the crest of the Carleberg Ridge petrology magnetic survey. Philos. Trans, r. Soc. London, Ser. A, t. 259, n° 1099, p. 198-217. CHAYBS 196 3 On the geographic distribution of Cenozoi'c volcanism. A distinction between intra and circum Ceno.jtoi*c volcánica. Carnegie Tnst. Washington, Year Book, 1962-1963, p.150-152. CHAYBS F. 1964 A pétrographie distinction between Cenozoi'c volcanics in and around the open oceans. J. geophys. Res. U . S . 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