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Pourquoi étudier une dorsale océanique ultra lente ?

Au début des années 90, les tentatives de modélisation des mécanismes de l’accrétion océanique tenaient peu compte des d’informations concernant les dorsales océaniques à taux d’accrétion ultra lent (taux complet < 15-20 km/Myr) qui représentent pourtant une part significative (environ 10%) de la longueur totale du système de dorsales océaniques mondial. Ceci s’expliquait en partie par les conditions climatiques particulières qui rendaient difficile l’exploration des deux représentants principaux de cette classe de dorsales : la dorsale arctique (de Gakkel Ridge, à Mohns Ridge) sous la banquise une partie de l’année et la dorsale sud ouest indienne (the Southwest Indian Ridge, SWIR; voir figure 1) dont plus de la moitié se trouve au sud des 40èmes rugissants.

L’intérêt des dorsales ultra lentes ne réside pas seulement dans le fait qu’elles ont été peu étudiées alors qu’elles représentent une part significative du système de dorsales océaniques mondial. Plus fondamentalement ces dorsales montrent des caractéristiques très particulières qui en font une classe à part et qu’il est nécessaire de comprendre si l’on veut comprendre les processus de l’accrétion de l’ensemble du système de dorsales océaniques.

On sait depuis prés de 50 ans que l’épaisseur de la croûte océanique est relativement uniforme (6 à 7 km) dans tous les bassins du monde (Raitt, 1963). Or on s’est aperçu plus récemment que si, loin des points chauds et des zones de fractures, la croûte océanique montrait partout des épaisseurs crustales et des compositions chimiques uniformes, il n’en n’était probablement pas de même le long des dorsales ultra lentes (Bown and White, 1994) (voir figure 2). Pour des taux d’accrétion inférieurs à 15-20 km/Myr l’apport magmatique semble chuter très fortement (Reid and Jackson, 1981). La raison avancée pour expliquer cette chute de production magmatique est que l’on s’attend à ce que la remontée très lente du manteau sous ces dorsales induit un épaississement important de la lithosphère (du à un refroidissement par conduction) et par la même une réduction de la hauteur de la colonne de fusion (White et al., 2001).

Cette chute de production magmatique est elle générale le long des dorsales ultra-lentes ? En quoi les dorsales ultra-lentes sont elles vraiment différentes des autres dorsales ? Comment peut-on expliquer les différences entre dorsales ultra-lentes et dorsales plus rapides ? Quels sont les mécanismes de l’accrétion à des taux ultra-lent ? Telles étaient les questions majeures auxquelles je tente de répondre par mon travail de recherche.

Quelques résultats (voir aussi la liste de publications) :

Mes travaux de recherche ont permis de:

  • mettre en évidence un changement de taux de la dorsale sud-ouest indienne (SWIR), de lent (30 km/Ma) à ultra-lent (15 km/Ma), il y a ~24 Ma, et montrer qu’il ne s’accompagne pas d’une réduction importante de l’épaisseur crustale contrairement à ce qui était communément admis jusqu’ici
  • montrer que les processus de l’accrétion le long de la SWIR sont contrôlés, à l’échelle régionale, par des hétérogénéités de composition et/ou de température du manteau : la zone entre les failles transformantes Indomed et Gallieni résulte de l’interaction de la SWIR avec le point chaud de Crozet alors que l’extrémité orientale de cette dorsale correspond à un pôle froid, pauvre en magma, du système de dorsales océaniques ; la variation d’apport magmatique le long de la SWIR peut être modélisée par une variation de 60°C de la température du manteau (voir figure 3)
  • tester les modèles de remontées mantelliques et montrer que les modèles de remontées passives du manteau ne sont pas en accord avec les observations réalisées le long de la SWIR alors que les modèles avec des remontées du manteau focalisées et accélérées rendent compte de ces observations
  • révéler la présence de sections de dorsale de plus de 100 km de long sans activité volcanique ce qui diffère totalement de la vision classique des dorsales océaniques considérées comme un système essentiellement volcanique ; ce plancher océanique non-volcanique n’a pas d’équivalent sur les dorsales plus rapides et correspond à des domaines de manteau exhumé où l’épaisseur de « croûte océanique » est très réduite (<2-3km) (figure 4)
  • identifier le rôle prépondérant des basaltes dans la signature magnétique spécifique d’une dorsale ultra lente et contraindre le rôle des gabbros et/ou des péridotites serpentinisées comme sources des anomalies magnétiques dans les domaines non volcaniques
  • proposer un modèle de mise en place des différents types de plancher océanique (volcanique, non-volcanique et surface corruguée) sur une dorsale ultra-lente pauvre en magma
  • proposer des mécanismes de focalisation et distribution de magma le long d’une dorsale ultra lente pauvre en magma

Mes travaux actuels portent sur l'origine des anomalies magnétiques dans les domaines de manteau exhumé des marges passives et des dorsales ultra-lentes ainsi que sur les mécanismes tectoniques qui contrôlent cette exhumation.