Frédéric Sevelinge
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Frédéric Sevelinge Université de Bourgogne La croûte océanique Introduction : -Définition des termes du sujet : La croûte océanique correspond à la partie supérieure de la lithosphère océanique. Attention justement à ne pas confondre lithosphère et croûte, en particulier lorsque vous abordez la tectonique des plaques. Et les sédiments ? ; pour moi, ils font partie de la croûte océanique. Et pour la majorité des auteurs également. Les prismes d’accrétion et autres structures dans lesquelles les sédiments océaniques sont impliqués ne sont donc pas hors-sujet. -Problématique : l’idée, c’est que la croûte océanique est quelque chose d’assez inaccessible, parce que généralement sous plusieurs km d’eau et donc que sa connaissance dépend soit de méthodes d’investigation indirectes (sismique,…), soit de conditions très particulières (ophiolites, failles transformantes, etc…) -Annonce du plan : Dans un premier temps, nous verrons quels sont les éléments qui permettent de connaître la structure de la croûte océanique, depuis l’observation directe (ophiolites, banc de Gorringe) jusqu’aux méthodes physiques. Nous verrons ensuite comment se forme cette croûte océanique, en soulignant les différents types de dorsales et la spécificité de la croûte océanique par rapport à la croûte continentale. Enfin, nous aborderons dans une dernière partie le devenir de cette croûte océanique, à différentes échelles, depuis les transformations minéralogiques liées à l’hydrothermalisme, jusqu’à son évolution dans le cadre de la tectonique des plaques. I) La connaissance de la structure de la croûte océanique : de l’observation directe aux méthodes physiques : 1) Des morceaux de croûte océanique directement accessibles : les ophiolites : Le terme ophiolite se rapporte non pas à une roche mais à une association de roches connues initialement dans les chaînes alpines. Ces roches vertes ont un aspect de peau de serpent, d’où leur nom. En Grèce, à Chypre, en Turquie, en Oman, l’épaisseur de ces ensembles ophiolitiques peut dépasser 10km. La structure générale des ophiolites et leur signification en terme d’ancienne croûte océanique a fait l’objet d’un accord au niveau international en 1972. On a défini une séquence ophiolitique type. Dans ces ophiolites, on définit 4 termes successifs : De la base vers le sommet : 1-Les péridotites (ou plutôt tectonites péridotitiques) : Dans les complexes ophiolitiques, elles sont en général serpentinisées, ie qu’elles ont subi, postérieurement à leur formation, une hydratation à basse température (150 à 400°C) qui oblitère plus ou moins leurs caractères minéralogiques et structuraux initiaux. Dans ces péridotites, les harzburgites prédominent très nettement sur les lherzolites et sur les dunites. La structure de ces péridotites est orientée, anisotrope ; cette orientation préférentielle des minéraux marque sur l’échantillon des surfaces de débit préférentiel (foliation) et des lignes (linéation). En lame mince, les minéraux primaires sont déformés, disloqués, étirés, aplatis dans la foliation. La structure de ces roches déformées ou « tectonites » résulte d’une déformation à chaud, dans des conditions de pression où les olivines et les pyroxènes sont stables et où la déformation des cristaux est suivie de recristallisations. 2-Les gabbros : Ils sont situés au dessus des péridotites, dont ils sont séparés par une « zone de transition » complexe. L’ensemble gabbroïque est lité, rubané dans sa partie inférieure, massif et isotrope dans sa partie supérieure. (NB : une roche rubanée est une roche qui présente des alternances de lits de couleur différente) Ensemble inférieur : on passe de gabbros magnésiens (gabbros à olivines) à des gabbros plus riches en Fer (gabbros à clinopyroxènes(CPX) puis à orthopyroxènes(OPX). Les roches de cet ensemble sont litées et présentent des structures typiques de « cumulats magmatiques » ; elles résultent de l’accumulation de cristaux jointifs ou « minéraux cumulus », réunis par des minéraux intersticiels ou « inter-cumulus » ayant cristallisé ultérieurement. La texture de ces roches présente de fortes analogies avec celle de roches sédimentaires détritiques, où des particules décantées à partir d’un fluide sont ensuite cimentées par des minéraux précipités à partir de solutions intersticielles. Ensemble supérieur : beaucoup plus massif : est constitué de gabbros cristallisés lentement à partir de magmas (gabbros à gros cristaux), mais on n’y observe plus de litage ; la structure est souvent hétérogène et même bréchique. (Cf. échantillon en 115) 3-Le complexe filonien En fait, cette structure fait partie de l’ensemble gabbroïque mais dans cette partie, les gabbros massifs sont recoupés par des filons basaltiques subverticaux, de quelques mètres d’épaisseur qui deviennent de plus en plus nombreux vers le haut, allant jusqu’à se recouper mutuellement. La bordure de ces filons est faîte de minéraux de taille plus petite que ceux du centre ; ces « bordures figées » témoignent d’un refroidissement rapide au contact d’un encaissant, à une température bien inférieure à celle de la venue magmatique. Ces filons basaltiques sont parfois associés à des filons plus riches en silice, faits surtout de feldspaths sodiques (albitites ou plagiogranites) 4- Les pillow lavas Il s’agit de basaltes tholéiitiques(pauvres en alcalins (<0,5% de K2O, 2,5% de Na2O) et moyennement riches en SiO2 (50%)) , disposés en coulées successives. Ces coulées présentent en général un aspect en coussins, qui résulte de l’épanchement basaltique sous-aquatique. La surface supérieure de ces coussins est convexe tandis que la surface inférieure moule les coussins sous-jacents (très bon critère de polarité). (Cf. échantillon en 115) NB : ces pillow lavas présentent une croûte vitreuse d’épaisseur millimétrique (enveloppe de la lave trempée » au contact de l’eau de mer froide). Les coussins sont réunis par une matrice de fragments de verre issus de l’émiettement de leur croûte : les « hyaloclastites ». Cet ensemble magmatique est recouvert directement de roches sédimentaires marines (radiolarites, calcaires ou pélites) L’accord de 1972 admet que : -les ophiolites représentent d’anciennes portions de lithosphère océanique aujourd’hui incorporées à la croûte continentale dans les chaînes de montagne (Cf. obduction en III) -les ophiolites fournissent un modèle pétrologique de lithosphère océanique. Les deux grands types d’ophiolites : Les ophiolites de type HOT (Harzburgite Ophiolite Type). Elles se caractérisent par une croûte épaisse et continue et un manteau harzburgitique. Dans ce cas, la fusion partielle du manteau à l’origine de la croûte océanique est importante. (la péridotite résiduelle, après fusion partielle, n’est composée que d’olivines et d’OPX). Dans ce cas, la croûte océanique est épaisse (5 à 10km) et le complexe filonien y est très développé. C’est le cas de l’ophiolite d’Oman. Les ophiolites de type LOT (Lherzolite Ophiolite Type). Elles se caractérisent par une croûte mince, le faible développement, voire l’absence de complexe filonien et des péridotites résiduelles qui sont toujours des lherzolites ce qui témoigne d’un faible taux de fusion partielle du manteau. C’est le cas des Ophiolites alpines (Alpes métropolitaines et Corses) Ex du massif du Chenaillet dans la zone Piémontaise alpine. Les principales caractéristiques de ce massif ophiolitique sont les suivantes : -une grande proportion de lherzolites conservant leurs structures de déformation plastique en conditions asthénosphériques. -Très peu de cumulats -pas d’unité gabbroïque épaisse et continue, pas de gabbros lités. Les gabbros se présentent au contraire en intrusions isolées, de toutes tailles, au sein des péridotites ; -pas de complexe filonien ; seuls quelques filons basaltiques recoupent les gabbros -pas de réelle couche basaltique continue, mais des coulées de laves en coussins ou en tubes de quelques dizaines à quelques centaines de mètres d’épaisseur. Ces basaltes constituent en général des masses isolées correspondant à d’anciens volcans sous-marins de petites dimensions. -un métamorphisme océanique (ou plutôt hydrothermalisme) ; faciès schistes verts ou amphibolites, témoin d’intenses circulations de fluides hydrothermaux dans les fractures de la croûte océanique. -une surface d’érosion sous-marine jalonnée de brèches sédimentaires à fragments de serpentines (ophicalcites des géologues alpins), pouvant séparer les basaltes des péridotites et des gabbros. Massif du Chenaillet : vue in toto Massif du Chenaillet gabbros du Chenaillet Pillow lava du Chenaillet pillows lavas emboîtés (Chenaillet) 2) Une croûte océanique observable in situ : les zones de faille transformante et le banc de Gorringe : D’une manière générale, les failles transformantes, en décalant les zones « en relief » des dorsales, mettent à nu des coupes naturelles dans la croûte océanique. Dans le cas du banc de Gorringe, un panneau de lithosphère océanique est basculé au voisinage de la fracture Açores-Gibraltar. A l’aide d’un bathyscaphe, on peut observer directement cette coupe naturelle, réaliser des prélèvements et reconstituer un log précis même si des placages de sédiments masquent localement les affleurements. 3) Les données pétrologiques obtenues par dragages et forages : a) Le dragage des fonds océaniques : Principe : à partir d’un navire océanographique, on immerge une drague au bout d’un câble solide. C’est un engin rudimentaire comprenant un cadre métallique armé de puissantes dents, suivi d’un filet de mailles métalliques où vont s’accumuler les débris de roches. La drague est traînée sur le fond, et ses dents d’acier labourent le sol, arrachant des fragments de roches. La drague doit être suffisamment lourde pour que son poids dans l’eau l’empêche de rebondir contre les obstacles, et la maintienne plaquée au sol comme une charrue. Le navire avance à vitesse réduite en tirant la drague de toute sa masse, le plus souvent sur un trajet de plusieurs km. Un tensiomètre enregistre la tension du câble pendant toute l’opération, ce qui permet de surveiller le travail de la drague sur le fond. Le dragage est une méthode simple, peu coûteuse, qui est encore largement utilisée. Avantages : -grande quantité d’échantillons obtenus (jusqu’à une tonne par drague), la possibilité d’obtenir de gros échantillons (pillows-lavas entiers de 50 cm de diamètre) -faible coût -facilité de remplacement des dragues perdues sur le fond. Inconvénients : -échantillons arrivent en vrac dans le plus grand désordre -la localisation du trait de drague est souvent imprécise ; on peut améliorer ce repérage à l’aide de balises acoustiques immergées sur le fond, mais l’opération devient alors coûteuse en temps. -les échantillons arrachés sur le fond ont généralement été mis à l’affleurement par des processus tectoniques et ont été exposés à l’action de l’eau de mer. Une très grande majorité d’entre eux est d’ailleurs prélevée dans des éboulis accumulés au pied des falaises sousmarines. b) Les forages océaniques profonds : NB : à ne pas confondre avec les carottages. Ces derniers sont réservés à l’échantillonnage des sédiments océaniques encore meubles et gorgés d’eau. Le carottage consiste à envoyer au fond un cylindre métallique creux, suffisamment lesté de plaques de fonte pour pouvoir s’enfoncer dans le sédiment et prélever une carotte cylindrique de 6 à 10 cm de diamètre. Les carottes peuvent faire de 5 à 20 m de profondeur mais on peut atteindre 50 m dans certains cas. Les couches dures (magmatiques) de la croûte océanique ne peuvent être échantillonnées de cette façon ; les carottiers se tordent en les percutant. Les forages océaniques profonds : ils utilisent les technologies mises au point pour l’industrie pétrolière. Principe : un long tube de forage, constitué de tubes élémentaires de 30m de long qui se vissent les uns aux autres, est abaissé vers le fond à partir d’une plate-forme de forage située sous la tour de forage (ou derrick), au milieu du navire. Le train de tiges passe à travers un trou dans la coque du navire (le moonpool). L’extrémité du tubage est équipé d’un trépan, outil dont le rôle est de meuler et pulvériser les roches traversées, en ménageant une colonne cylindrique verticale dans un espace central (la carotte). Le trépan est mis en mouvement par la rotation de tout le train de tiges, au moyen d’un moteur situé en haut du tubage, au niveau de la tour de forage. Le fluide de forage est l’eau de mer, pompée à partir du navire-foreur vers le trépan à travers tout le tubage. Cette eau sous pression remonte ensuite entre le tubage et les parois du puits, en entraînant tous les fragments de roches (les cuttings) obstruant le fond du puits. Des carottiers métalliques creux sont descendus par un câble à travers le tubage entre les périodes de forage, pour remonter à la surface des carottes rocheuses de 6cm de diamètre et 10m de long. Ces forages peuvent être utilement couplés à des mesures diagraphiques ou « loggings ». Ces mesures consistent à descendre des sondes (souvent émettrices/réceptrices) au bout d’un câble, pour enregistrer, tout le long du puits du forage, des paramètres physiques ou chimiques en fonction de la profondeur. On peut ainsi enregistrer des profils de température, de résistivité (donnant accès à la porosité), des vitesses sismiques Vp et Vs, ou des concentration en éléments chimiques, ou encore l’état de fracturation des terrains traversés. 4) L’imagerie des fonds océaniques : Ces images ne donnent pas de coupe de la croûte océanique mais la connaissance de cette croûte et en particulier de sa mise en place a beaucoup progressé avec la connaissance de la topographie des fonds océaniques (rides de dorsales, failles transformantes, volcans sousmarins). L’imagerie acoustique des fonds océaniques : elle utilise des sondeurs bathymétriques ; le principe du sonar est simple (écho). Une impulsion sonore de plus ou moins haute fréquence est émise depuis le navire océanographique en direction du fond, sur lequel elle se réfléchit et revient vers la surface : on enregistre son « écho » et on mesure précisément le temps (T) du trajet aller-retour. Connaissant la vitesse (V) du son dans l’eau, on calcule la profondeur (P) du plancher océanique de la façon suivante : P=V . T /2 Dans le cas d’un système monofaisceau, on enregistre une ligne-image du fond océanique. Pour avoir une surface-image, il faut passer aux sondeurs bathymétriques multifaisceaux. Les données satellitales : les satellites altimétriques (GEOS-3, SEASAT, GEOSAT) permettent de mesurer l’altitude de la surface des mers par rapport à leur orbite. Ces mesures mettent en évidence des ondulations de la surface des océans pouvant atteindre des amplitudes de 200m à l’échelle du millier de Km. Ces ondulations reflètent des anomalies de gravité dues aux hétérogénéités de répartition des masses dans la Terre. Aux courtes longueurs d’onde (20 à 100 km), ces anomalies sont liées aux hétérogénéités les plus superficielles, c'est-à-dire à la topographie des fonds. Les principaux reliefs des fonds sous-marins, même enfouis sous plusieurs Km d’eau, ont ainsi leur « signature » à la surface des océans ; on peut les voir et les cartographier à l’aide des mesures altimétriques. Une dorsale océanique ou un volcan sous-marin de bonne taille correspond à un excès de masse et se trahit par une ondulation positive (une bosse) de plusieurs m de haut de la surface océanique ; et inversement pour une fosse. L’image des ondulations de surface de l’océan mondial, vue de l’espace par les radars altimétriques, reproduit de façon précise le système de dorsales, de fosses, de plateaux sousmarins et de volcans que l’on connaît grâce à l’imagerie acoustique. Le très grand avantage des satellites altimétriques est de couvrir la surface des océans de manière uniforme, quelle que soit la latitude. Ils ont ainsi permis de découvrir de nombreux reliefs sous-marins au niveau des hautes latitudes, inaccessibles aux navires océanographiques. Ex : Topex-Poseidon mesure, depuis l’été 1992, le niveau des mers avec une précision de inférieure à 5 cm. Avec un point de mesure tous les 7 km, il couvre entièrement la surface du globe en 10 jours. 5) L’approche géophysique de la croûte océanique : Les levés sismiques : On utilise pour créer les ondes des sources d’énergie acoustique (canons à air ou à eau, boomers, dynamite) émettant un signal dans une gamme de fréquences allant de 10 à 200Hz. Les fronts d’onde, après un trajet dans l’eau de mer, pénètrent les couches sédimentaires ou les roches dures de la croûte océanique, puis sont réfléchis ou réfractés par les discontinuités géologiques vers la surface, où ils sont captés par un ou plusieurs récepteurs (généralement des hydrophones, disposés sur une flûte sismique traînée derrière le navire). La sismique réfraction permet d’obtenir des profils sismiques de la croûte sur de grandes distances. La différence de vitesse de propagation des ondes sismiques dans la croûte océanique permet en outre de différencier différents niveaux séparés par des discontinuités. La croûte océanique est d’ailleurs différenciable (d’un point de vue sismique) du manteau lithosphérique sous-jacent par la fameuse discontinuité de Mohorovicic. Les levés magnétiques : Ils permettent de cartographier les anomalies magnétiques du plancher océanique, de les identifier et de déterminer l’âge de la croûte océanique. Le champ magnétique est enregistré par un magnétomètre immergé traîné derrière le navire. Toutes ces méthodes combinées ont permis d’avoir une connaissance très précise de la structure de la croûte océanique et de ses variations. Elles ont en outre pu permettre de proposer des modèles de mise en place de cette croûte. II) La mise en place de la croûte océanique : Attention ici : le sujet : c’est bien la croûte océanique et non pas la lithosphère. Cela dit, on est bien obligé de parler du manteau pour deux raisons : -le matériel qui fond partiellement pour donner la croûte est mantellique -les péridotites résiduelles sont incorporées au manteau lithosphérique Mais il faut montrer au jury que vous avez bien saisi la nuance. 1) Les sites de mise en place : les dorsales océaniques : Les dorsales constituent la principale source de roches magmatiques, volcaniques et plutoniques, à la surface du globe. Les dorsales sont toutes sous-marines sauf en de rares endroits où la conjonction avec un point chaud (comme en Islande), fait émerger la dorsale. Morphologie des dorsales : Elles s’étendent sur plus de 60000 km de long à travers les océans du globe, et ses reliefs, larges de 1000 à 3000 km, elles occupent environ le tiers de la surface des fonds océaniques. La crête de la dorsale culmine en moyenne à -2500m. Dans les océans jeunes, nés au début du Secondaire lors de la dislocation de la Pangée (océan Atlantique, océan Indien), la dorsale est équidistante des masses continentales, dont les marges passives sont solidaires de la croûte océanique. Diversité des morphologies transversales en relation avec le taux d’ouverture : Dans la zone axiale, la morphologie de la zone active présente de grandes différences selon le taux d’ouverture, vitesse moyenne calculée sur quelques millions d’années. Ce taux varie, selon les océans et les segments de dorsale, de 1,5cm/an en Mer Rouge, à près de18cm/an sur les segments méridionaux de la dorsale est-Pacifique. On peut distinguer : 1-les dorsales lentes (1,5 cm/an), qui montrent typiquement une profonde vallée axiale ou rift, large de 30km et profonde de 1 à 2km, bordée par des blocs surélevés (les « montagnes du rift ») ex : dorsale Atlantique 2-les dorsales intermédiaires (5 à 9 cm/an), qui montrent un plateau axial peu élevé ex : zone RITA, dorsale est-Pacifique à 21°N 3-Les dorsales rapides (9 à 18 cm/an), qui montrent une structure axiale en dôme ex : dorsale est-Pacifique. Cela dit, on peut, en simplifiant distinguer deux grands types de dorsales (les rapides et les lentes), car les dorsales intermédiaires et rapides présentent beaucoup de similitudes entre elles, alors qu’elles diffèrent fondamentalement des lentes Cf. 3) La segmentation des dorsales océaniques : On distingue 4 échelles de segmentation : -segmentation de premier ordre : failles transformantes et zones de fracture L’axe de la dorsale est haché par de nombreuses failles transformantes, généralement perpendiculaires à l’axe de la dorsale, et qui décalent cet axe de quelques dizaines à quelques centaines de Km. Les failles transformantes sont ainsi appelées parce qu’elles relient les extrémités de deux segments de dorsale, où le mouvement d’accrétion est transformé en mouvement coulissant. Ces failles transformantes sont sismiquement actives, car les plaques océaniques adjacentes coulissent l’une contre l’autre le long de ces failles. Elles suivent un arc de cercle autour du pôle de rotation relatif entre les deux plaques. Seule la portion de faille transformante comprise entre les extrémités des deux segments de dorsale est tectoniquement active. Au-delà de ces extrémités, la prolongation d’une faille transformante est une structure inactive appelée zone de fracture. Les grandes zones de fracture peuvent se développer sur des distances extrêmement longues (jusqu’à 4000 ou 5000 km dans l’Océan Pacifique). Les changements de direction observés le long de certaines zones de fracture correspondent à des changements de direction dans le mouvement relatif des plaques. Une conséquence importante de cette segmentation des dorsales est que les chambres magmatiques qui alimentent le volcanisme axial des dorsales, s’interrompent forcément au niveau des zones de fracture. -la segmentation de deuxième ordre, à intervalle de 50 à 300km (300 à 500km pour la segmentation de premier ordre) est définie par des rejets d’axe plus courts (3 à 5km), à comportement non rigide. C’est le cas des « dorsales en recouvrement » ou « Overlapping Spreading Centers » (OSC) à grand rejet. Ces structures constituent des discontinuités axiales non rigides et temporaires, caractérisées par des anomalies de profondeur axiale de plusieurs centaines de mètres ; elles évoluent rapidement avec le temps : la discontinuité disparaît et il ne reste qu’une cicatrice dans la structure du plancher océanique. -La segmentation de troisième ordre est définie par des OSC à petit rejet (0,5 à 3 km), avec des anomalies de profondeur de quelques dizaines de mètres. -La segmentation de quatrième ordre comprend des petits sauts d’axe (<0,5 Km), ou de faibles changements de direction de l’axe (1 à 5°). Il n’y a pas de signature bathymétrique claire, mais assez souvent une nette discontinuité géochimique. 2) De la fusion partielle du manteau à la cristallisation fractionnée : Les laves produites au niveau des dorsales sont des Tholéiites, caractérisées géochimiquement par de faibles teneurs en K, P et Ti. En s’épanchant à la surface, ces tholéiites donnent des MORB (Mid Oceanic Ridge Basalt). La roches qui fondent partiellement pour donner le magma des dorsales sont des lherzolites. Par fusion partielle, on obtient un liquide basaltique et on laisse comme résidu (restite), une péridotite de type harzbugite (ou lherzolite) très appauvrie en éléments incompatibles. NB1 : Explication : terme de pyrolite : Le modèle de la pyrolite a été établi à des fins d’expérimentation pétrologique, sur la genèse des basaltes. Les auteurs ont fabriqué une roche synthétique susceptible de représenter le matériel mantellique de départ (celui qui fond), en mélangeant ¾ de péridotite appauvrie en éléments incompatibles (type dunite) et ¼ de basalte tholéiitique. La composition de ce matériel, nommé pyrolite (=roche à pyroxène et olivine) est très proche de celle d’une lherzolite à grenat. NB2 : au niveau des dorsales, dans les conditions actuelles, les pourcentages de fusion partielle n’excèdent pas 25% (et encore, ce sont les pourcentages les plus élevés, tous sites géodynamiques confondus). Les conditions de fusion partielle de la lherzolite d’origine : Pour qu’une roche fonde partiellement, il faut que le géotherme local « franchisse » le solidus de cette roche. Or, en conditions « normales », le géotherme océanique ne franchit pas le solidus sec de la lherzolite. Ce qui explique la fusion partielle au niveau des dorsales, c’est une remontée adiabatique (on abaisse la pression sans changer la température) de matière asthénosphérique. Du magma primaire aux roches de la croûte océanique : le rôle de la cristallisation fractionnée : -Fusion partielle : elle est au maximum de 25% mais ce pourcentage varie d’un type de dorsale à l’autre (Cf. 3) -magma tholéiitique primaire : la composition de ce magma est directement fonction du pourcentage de fusion ; dans tous les cas, ce liquide primaire est enrichi en éléments incompatibles. Si ce magma primaire s’épanche en surface, il donne des basaltes tholéiitiques primaires. Mais ces magmas peuvent aussi subir un processus de cristallisation fractionnée. -formation des cumulats : ce sont les minéraux qui cristallisent les premiers, à haute température, que l’on trouve à la base des cumulats : olivines magnésiennes, plagioclases calciques. Ces minéraux sélectionnent et incluent les éléments compatibles (qui entrent préférentiellement dans le réseau des silicates solides) tels que Mg, Cr, Ni (pour ces deux derniers, faîtes le lien avec le cours sur les ressources minérales). En raison des différences de densité, une ségrégation mécanique peut s’opérer entre les minéraux formés les premiers, denses, qui ont tendance à s’accumuler à la base des « poches » ou chambres magmatiques, et les liquides, moins denses qui surnagent et/ou s’échappent vers le haut. On a donc un fractionnement géochimique lors de la cristallisation fractionnée et une ségrégation mécanique qui aboutit à la formation des cumulats. Ce liquide magmatique surnageant peut soit s’épancher à la surface pour donner des basaltes tholéiitiques différenciés, soit subir une nouvelle cristallisation fractionnée : on obtient des liquides résiduels de moins en moins abondants, mais de plus en plus riches en silice, en alcalins et en éléments incompatibles tels que Zr, P et Ti. NB : la péridotite appauvrie résiduelle est soit une harzburgite si le pourcentage de fusion partielle (FP) est important, soit simplement une lherzolite appauvrie (sous-entendu appauvrie en incompatibles) si le pourcentage de FP est faible. 3) Les différents types de dorsales en terme de production magmatique : Dorsales rapides : l’activité magmatique y est plus abondante que pour les dorsales lentes (le pourcentage de fusion partielle aussi). Ce sont d’ailleurs les seules où on peut véritablement parler de chambre magmatique. Un argument signant la présence de ces chambres est la forte atténuation locale de la vitesse des ondes sismiques. Ces chambres auraient une largeur de 4 à 5 km (jusqu’à 10 à 15 km), et leur toit se situe 3km sous le plancher océanique. Dorsales lentes : les données géophysiques obtenues au niveau de la dorsale médioatlantique montrent qu’on ne peut pas vraiment parler de chambre magmatique sensu-stricto : il s’agit plutôt de petits réservoirs temporaires constitués par une bouillie de cristaux. Le % de FP y est bien plus faible que pour les dorsales rapides. De ces réservoirs temporaires sont émis des corps intrusifs de gabbros en formes de sills de faibles dimensions. Dans ces dorsales lentes, les gabbros se présentent donc en intrusions discontinues au sein d’un manteau partiellement serpentinisé. Le manteau est d’ailleurs souvent mis directement à l’affleurement par le jeu des failles normales. Du fait de la faible production magmatique, la croûte océanique des océans à dorsale lente est mince bien que la lithosphère soit épaisse. NB : le massif du Chenaillet correspond à une ancienne croûte océanique de type dorsale lente tandis que l’ophiolite d’Oman correspond plus à une croûte issue d’une dorsale rapide. 4) Une conséquence de l’accrétion au niveau des dorsales : la fossilisation du champ magnétique terrestre : Lors du refroidissement des laves, certains minéraux acquièrent à basse température une aimantation permanente (ferromagnétisme) alors qu’à haute température, leur aimantation s’annule si le champ cesse. En franchissant, par refroidissement, la température de Curie (585°C pour la magnétite pure), ces minéraux s’aimantent conformément au champ qui règne à ce moment là. Cette aimantation durable (aimantation thermorémanente) fossilise le champ terrestre de cette époque et le mémorise ; elle n’est annihilée que par chauffage au dessus de la température de Curie. La croûte océanique fossilise donc le champ magnétique terrestre au moment où elle se met en place. Cette croûte océanique, dont nous venons de voir le mécanisme de formation, ne reste pas telle quelle. Elle subit une évolution minéralogique et structurale et a au final deux types de destinée. III) Evolution et devenir de la croûte océanique : 1) Migration horizontale de la croûte océanique : Attention, ici le titre parle de croûte océanique pour rester en accord avec l’intitulé du sujet mais il faut bien avoir à l’esprit que ces mouvements concernent l’ensemble de la lithosphère ; c’est d’ailleurs général pour toute la tectonique des plaques (plaques lithosphériques et non plaques crustales). Ces mouvements horizontaux de la lithosphère océanique (et donc de la croûte) sont indirectement visibles grâce aux bandes d’anomalies magnétiques. En effet, des levés magnétiques au dessus des océans montrent des bandes d’anomalies magnétiques parallèles à l’axe des dorsales, de part et d’autre desquelles elles sont pratiquement symétriques. Ces anomalies correspondent à des variations locales du champ magnétique par rapport au champ moyen régional, avec des valeurs soit légèrement plus fortes (anomalies positives), soit légèrement plus faibles (anomalies négatives). Le champ magnétique moyen est ainsi perturbé par des masses aimantées disposées en bandes parallèles dont l’effet s’ajoute ou se retranche par rapport au champ moyen. On peut dater ces bandes en datant les sédiments qui se sont déposés juste au dessus. Et on constate alors que l’âge des bandes augmente avec leur distance par rapport à l’axe de la dorsale. Tout ceci va dans le sens d’une expansion des fonds océaniques ; la lithosphère océanique est créée au niveau des zones d’accrétion : les dorsales, et migre horizontalement en s’éloignant de part et d’autre de la dorsale. NB : en considérant la largeur de la bande lithosphérique créée pendant une période donnée, on peut mesurer la vitesse de migration de la croûte océanique et donc faire une différence quantitative entre dorsales lentes et dorsales rapides. NB : lorsqu’une plaque océanique se déplace, elle peut rencontrer un point chaud (cas de l’ile de la Réunion). Si vous avez correctement traité le volcanisme intraplaque océanique, j’ajouterai des points de bonus. 2) Détumescence thermique et enfoncement de la croûte océanique : Un trait majeur des fonds océaniques, est l’augmentation de la profondeur de la croûte au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la dorsale. Cette baisse « d’altitude » est liée à deux phénomènes qui sont d’ailleurs interdépendants. 1-lorsque la lithosphère refroidit, il y a contraction thermique et diminution de volume. 2-Il y a parallèlement augmentation de densité de la lithosphère qui « s’enfonce » dans l’asthénosphère. (analogie avec un bateau que l’on charge de plus en plus). NB : pour illustrer ce phénomène d’enfoncement de la croûte océanique, vous pouvez faire référence également à la formation des atolls. Compléments (normalement ces quelques lignes n’ont rien à faire dans ce sujet) Les surfaces isothermes s’enfoncent en s’écartant de la dorsale. Or le comportement mécanique des matériaux du manteau dépend de leur température. La limite entre l’asthénosphère ductile et la lithosphère rigide correspond à l’isotherme 1150°C (ou 1300°C pour certains auteurs). Ainsi, sous les dorsales, la lithosphère n’est épaisse que de quelques km ; elle y est constituée essentiellement de croûte océanique. Elle s’épaissit sous les plaines abyssales où elle dépasse une centaine de km. Ce résultat, déduit des variations de flux thermique et des propriétés mécaniques est confirmé par la sismologie : la tomographie sismique montre qu’au voisinage des dorsales on est en présence de matériel à vitesse sismique lente et que lorsque l’on s’écarte de la dorsale, on passe à du matériel à vitesse sismique de plus en plus rapide (matériel de plus en plus froid). 3) L’évolution minéralogique de la croûte océanique : Le gradient géothermique au sein de la croûte océanique est plus important que pour la croûte continentale, et ceci d’autant plus que l’on se trouve au voisinage de la dorsale. Chaleur et hydratation permanente, ça fait deux bonnes raisons de faire de l’altération hydrothermale. On peut envisager ça sous deux angles différents : 1-d’une part, il y a de l’eau qui circule dans la croûte océanique et qui dissout un grand nombre d’éléments chimiques (dissolution favorisée par l’augmentation de température). Ces éléments peuvent soit reprécipiter dans la croûte soit sortir et précipiter au niveau de sources hydrothermales. Pensez à l’implication biologique de ces évents hydrothermaux Pensez également à ces sources hydrothermales en tant que gisements métallifères. 2-d’autre part, les roches de la croûte océanique subissent des transformations minéralogiques. En effet, cette circulation convective d’eau de mer chargée en éléments va réaliser une véritable attaque chimique des roches (cette circulation d’eau peut atteindre plusieurs km de profondeur). Cette attaque chimique conduit à la formation de minéraux hydratés : chlorites, talc, zéolites, amphiboles, serpentine. NB : La serpentine est un minéral de formule MgSi2O5(OH)4 qui résulte principalement de l’altération hydrothermale des minéraux ferromagnésiens (olivine). La serpentinite est une roche riche en serpentine. Cette altération (la croûte océanique altérée contient de 1 à 5% d’eau) entraîne l’ajout de 0,3 à 1,5.1011 kg/km3 d’eau à la croûte océanique (pensez y si vous avez un sujet sur le cycle de l’eau). Cycle de l’eau au sein de la croûte et du manteau. 3) Le devenir « normal » de la croûte océanique : le retour au manteau par subduction : Il ne s’agit ni d’un devoir sur la subduction, ni d’un devoir sur la lithosphère ; or dans une subduction, c’est la lithosphère océanique qui plonge. Autrement dit, relater tout ce qui concerne la subduction (signatures sismique, gravimétrique, magmatisme associé) me paraît inutile dans ce devoir. Il faut plutôt insister sur le devenir de la croûte au cours de cette subduction. Cela dit, un schéma général de subduction permet de situer les choses et permet de dessiner le prisme d’accrétion dont nous reparlerons plus tard. Une des caractéristiques des zones de subduction, c’est une inflexion des isothermes au niveau de la plaque en subduction. La croûte océanique, lors de son plongement subit un métamorphisme de haute pression-basse température. Dans ces conditions, les minéraux des basaltes et des gabbros se transforment en assemblages plus denses. Lorsque les roches de la croûte océanique passent en subduction, elles sont déjà dans le faciès des schistes verts (elles sont riches en actinote et chlorite) à cause de l’hydrothermalisme océanique. Lors de leur plongement, ces roches sont portées dans le faciès des schistes bleus. Dans ces conditions, chlorite et actinote sont déshydratées et remplacées par de la glaucophane (amphibole sodique). Puis ensuite, pour des pressions encore plus fortes, ces roches sont portées dans le faciès des éclogites où prédominent des minéraux anhydres comme la jadéite et les grenats. Toutes ces transformations minéralogiques s’accompagnent d’une déshydratation progressive. De même, une grande partie des sédiments portés par la lithosphère en subduction vont progressivement se déshydrater en devenant des roches métamorphiques. Ce sont les fluides libérées lors de la déshydratation qui vont permettre l’hydratation et la fusion partielle du manteau de la marge chevauchante. Comme nous l’avons vu, une partie des sédiments portés par la plaque subductée (argiles rouges, diatomites, radiolarites, rares turbidites) plonge avec le reste de la lithosphère pour être métamorphisée puis finalement réincorporée au manteau. Mais tous les sédiments ne plongent pas : une partie d’entre eux va constituer le prisme d’accrétion tectonique, situé en avant de l’arc volcanique. C’est les profils obtenus par sismique réfraction qui ont permis de comprendre la structure et la formation de ces prismes d’accrétion. Ils sont constitués par un empilement d’écailles plates, séparées par des contacts tectoniques très proches de l’horizontale à la base de l’édifice, et plus inclinés au sommet. NB1 : dans les régions de convergence où le taux de sédimentation est élevé, le prisme d’accrétion est très développé et peut même sortir de l’eau : cas de l’ile de la Barbade. NB2 : parfois le prisme d’accrétion manque complètement : cas de la marge active d’Amérique centrale : dans cas, tous les sédiments passent en subduction. NB3 : parfois des écailles magmatiques de croûte océanique peuvent participer à la structure du prisme d’accrétion mais ce cas reste minoritaire. La fusion de la croûte océanique dans un contexte de subduction : En général, le solidus des roches de la croûte plongeante n’est pas atteint (contexte de hautes pressions/basses températures). La croûte subductée n’est donc en général que métamorphisée sans anatexie. Mais ce n’est pas toujours le cas : Defant et Drummond (1990) ont dénommé adakites des roches magmatiques d’arc, intermédiaires ou acides ([SiO2]>56%) de type andésite/diorite, dacite/granodiorite ou rhyolite/granite, en général riches en sodium, qui diffèrent principalement de leurs équivalents calco-alcalins « normaux » par leurs très faibles concentrations en yttrium et terres rares lourdes. Elles se distinguent très facilement à ‘aide du diagramme suivant : Ce sont les équivalents modernes des TTG (Tonalites-Trondhjemites-Granodiorites) archéennes. Les faibles teneurs en Y et Yb des adakites indiquent qu’elles dérivent de la fusion partielle d’une source contenant du grenat résiduel, car ce minéral concentre les terres rares lourdes et l’Yttrium. Leur composition isotopique suggère que cette source est de type MORB. Dans un contexte de subduction active, il est donc logique de supposer qu’elles dérivent de la fusion partielle de la croûte océanique subductée, métamorphisée dans le faciès éclogite ou amphibolite à grenat. Les auteurs parlent de « fenêtre adakitique », que les géothermes de la croûte plongeante doivent recouper pour que la fusion puisse se produire. Cette fenêtre est soulignée en grisé sur le schéma suivant. NB : cette histoire d’adakite relève plus du programme d’option que de celui de contre-option. Sachez que ça existe, c’est déjà pas mal. 4) Un devenir « anormal » de la croûte océanique : l’obduction : L’obduction est définie de la façon suivante : « Chevauchement d’une vaste portion de croûte océanique (représentée par des complexes ophiolitiques) sur une zone de croûte continentale (marge continentale ou arc insulaire). » Dictionnaire de géologie : Foucault et Raoult En fait, cette définition est partiellement mauvaise puisque c’est la lithosphère océanique et pas seulement la croûte qui est obdductée. Mais la croûte fait partie de cet ensemble. Les montagnes d’Oman ont permis de comprendre le mécanisme de l’obduction et de proposer un modèle (ce n’est d’ailleurs qu’un modèle avec toutes les limites que cela implique). L’obduction se déclenche à la faveur d’un brusque changement du mouvement des plaques. En quelques millions d’années, on est passé dans cette zone, d’un régime de distension et d’accrétion crustale à un régime de convergence. Dans ce contexte, la lithosphère océanique encore jeune (et donc peu dense donc peu encline à plonger) va se rompre dans sa partie la moins épaisse et va chevaucher d’abord la lithosphère océanique adjacente, puis le continent si la convergence se poursuit. Conclusion : -Rappel des notions essentielles : il faut ressouligner à ce niveau l’importance quantitative de la croûte océanique : -71% de la surface terrestre est occupée par les océans : même si les plateaux continentaux sont constitués de croûte continentale, c’est bien quand même la croûte océanique qui prédomine. -L’accrétion au niveau des dorsales est actuellement la plus grande source de roches magmatiques -Ouverture : vous pouvez ouvrir sur l’enjeu économique de cette croûte océanique : Cf. gisements métallifères associés aux fumeurs noirs et si vous êtes chauvins, insistez sur le chrome et le nickel de Nouvelle Calédonie. Si vous êtes arrivés à lire jusque là, c’est qu’il vous reste encore de l’énergie et de la motivation. Alors je vous souhaite plein de courage pour cette dernière ligne droite. Bibliographie : Ouvrages : -JUTEAU T., MAURY R. : Géologie de la croûte océanique : pétrologie et dynamique endogènes – DUNOD 1999 -BOILLOT G. : Géologie des marges continentales – MASSON 1990 -CARON et coll : Comprendre et enseigner la planète Terre – OPHRYS 2003 -FOUCAULT A., RAOULT J.-F. : Dictionnaire de géologie Quatrième édition – MASSON 1995 Articles : -L’obduction : La Recherche n°186 – mars 1987 -La naissance de la croûte océanique : La Recherche – décembre 1980
