Rappel sur les dorsales océaniques

Sur terre, le processus de serpentinisation s’effectue au niveau de deux grands contextes géodynamiques : les zones de subduction et les dorsales océaniques. Le processus de serpentinisation étudié dans ce travail de thèse se déroule dans un contexte de dorsales océaniques. Bien qu’immergées, ces dernières n’en constituent pas moins la plus longue chaîne de montagne terrestre avec quelques 60 000 km de longueur (voir traits rouges sur la Figure 1).  Leur formation est associée à des remontées de magmas mantelliques occasionnant un volcanisme intense à l’origine des roches composant le plancher océanique. Ce processus entraine un écartement de la lithosphère océanique de part et d’autre de l’axe de la dorsale, au rythme de quelques centimètres par an. Pour cette raison, les zones de dorsale océanique sont également appelées zones divergentes.  Les dorsales océaniques sont présentes dans les trois principaux océans du monde : Pacifique, Atlantique et Indien. Si leur tracé apparait comme un continuum à l’échelle de la planète, celles-ci sont en réalité segmentées par différentes discontinuités : « OSC » (pour Overlapping Spreading Center) et/ou « failles transformantes », qui peuvent atteindre plusieurs milliers de kilomètres de longueur. Ces dernières sont des zones de fractures qui permettent aux deux plaques de coulisser l’une contre l’autre. Conformément aux travaux d’Euler sur le déplacement d’un point à la surface d’une sphère, ces failles (dîtes conservatrices) accommodent les mouvements rotationnels des plaques dans leur propre référentiel sphérique. D’un point de vue morphologique, ces failles s’apparentent à une vallée dont les deux intersections avec l’axe de la dorsale forment des bassins plus profonds appelés « bassin nodaux » (Figure 2).

Vitesses d’expansion océanique

Le volume de magma émis au niveau d’une dorsale, et donc la vitesse de formation de la lithosphère océanique, est fonction du taux de fusion partielle du manteau sous-jacent. La vitesse de divergence permet ainsi de définir deux grands types opposés de dorsale médio-océaniques : les dorsales rapides et les dorsales lentes. Avec une vitesse d’expansion supérieure à 10 cm par an (Lonsdale, 1977), la dorsale sud- pacifique constitue le meilleur exemple de dorsale rapide. L’importante activité volcanique qui y règne lui confère une géométrie caractéristique qui s’exprime par l’absence de rift marqué. Les principales unités structurales composant une ride rapide ont été décrites dans un modèle présenté lors de la conférence de Penrose (1972). D’après ce modèle théorique, partiellement vérifié dans l’ophiolite d’Oman, plusieurs unités bien distinctes composent la croûte océanique. Ainsi, en forant au niveau de l’axe de la dorsale, on retrouvera successivement : 1) les sédiments, 2) les basaltes en coussin (« pillow-lavas ») sur quelques centaines de mètres, 3) un complexe filonien homogène, 4) des gabbros isotropes puis des gabbros lités formant une couche de quelques kilomètres (3 à 5 km), le tout surmontant le manteau supérieur (5). La nature des roches ultrabasiques composant le manteau est relativement variable d’un point de vue chimique. Cette question sera d’ailleurs évoquée plus en détail dans les chapitres suivants. D’après le modèle de Penrose, la lithosphère océanique créée au niveau des dorsales possède une épaisseur proche de 10 kilomètres. Les dorsales lentes, représentées par la dorsale Atlantique et sud-ouest indienne, contrastent avec les dorsales rapides sur de nombreux points. Le plus évident est leur vitesse d’expansion (de 5 à 20 mm par an) qui est largement inférieure à celle des dorsales rapides. Dick et al. (2003) estiment que plus d’un tiers des dorsales sur Terre ont des vitesses inférieures à 20 millimètres par an, et sont par conséquent des dorsales lentes. La vitesse d’expansion peut parfois même être inférieure au mm par an dans certains segments de dorsale dits « ultra-lents ». C’est le cas de la dorsale sud-ouest indienne, qui a été largement étudiée depuis la fin des années 1990 (Ligi et al. 1999 ; Mitchell et al., 2000 ; Dick et al., 2003). Ce paramètre tient un rôle important puisqu’il contrôle aussi bien la morphologie de la dorsale, que l’organisation des unités géologiques qui la compose. Dans le cas de la dorsale médio-atlantique (MAR), on observe également un découpage très prononcé de la dorsale elle-même, en plusieurs segments reliés par des failles transformantes. Chaque segment peut mesurer plusieurs centaines de kilomètres et le décalage longitudinal entre deux segments de dorsale peut également atteindre la centaine de kilomètres. Au niveau de la MAR, les fluctuations et la faiblesse de l’activité volcanique entrainent de grandes hétérogénéités structurales au sein de la croûte, aussi bien en latitude, le long d’un segment de dorsale (généralement d’orientation Nord-Sud), qu’en longitude. Les mesures de gravimétrie ont notamment révélé des anomalies de Bouguer négatives dans les cœurs de segments, alors que des anomalies très positives ont été mesurées au niveau des zones transformantes (Cannat et al., 1991 ; Mamaloukas-Frangoulis et al., 1991 ; Dick et al., 2001). Ces résultats furent interprétés comme des différences nettes de lithologie entre le centre et les extrémités de segment de dorsale, situées au niveau des failles transformantes. Les disparités observées sont dues à l’accrétion magmatique qui s’avère être plus intense au centre d’un segment où l’épaisseur moyenne de croûte sera plus importante qu’aux abords des deux failles qui l’encadrent. Le modèle lité proposé à la conférence de Penrose, 1972 n’est donc pas adapté pour décrire ce type de lithosphère océanique. A la suite d’études réalisées sur des roches ultrabasiques récupérées lors de dragage au niveau des dorsales lentes, une couche mantellique partiellement serpentinisée avait été imaginée par Hess (1962) comme une unité uniforme faisant partie intégrante de la croûte océanique. Cet auteur proposa notamment l’isotherme 500°C comme la limite entre la croûte et le manteau. Cette hypothèse intègre, de fait, les roches d’origine mantelliques refroidies à la croûte océanique.