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L'Islande géologique et la dorsale médio-atlantique

Dossier - Voyage en Islande
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L’Islande, aux portes de l’Union européenne, est une île de contraste. On y trouve les glaces des hautes latitudes ; c’est aussi un lieu idéal pour l’étude de la dorsale médio-atlantique. Plongez dans les lacs et les volcans de l'Islande à la découverte de son histoire et de sa biodiversité.

  
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L'Islande est un pays de volcans : plus de 200 volcans y sont nés depuis l'époque glaciaire. Près de 130 éruptions ont été décrites dans les temps historiques. Au total, les laves émises couvrent environ 35.000 km2. Il y a une éruption tous les quatre à six ans environ. Près du tiers des laves basaltiques émises dans le monde depuis l'an 1500 sont islandaisesIl faut dire que l'Islande est une émersion de la dorsale médio-atlantique.

Éruption du volcan Eyjafjöll au niveau du col de Fimmvörðuháls.© Boaworm, CC BY 3.0

La dorsale médio-atlantique

L'Islande géologique se caractérise actuellement par :

  • un dédoublement et un changement de direction de la ride (ou dorsale) médio-atlantique ;
  • le comblement des fossés de la ride par des émissions volcaniques récentes : au lieu d'une subsidence de rift, on aurait plutôt un bombement dû à la présence d'un point chaud à l'aplomb de l'île. Au lieu d'un rift en creux comme on en voit d'habitude, on a une formation bombée dans le centre à cause de la quantité de matériel émis et du point chaud. Le poids du matériel accumulé ne compense pas la poussée verticale vers le haut due au point chaud. On a même un écoulement du matériel récent sur des coulées plus anciennes, alors qu'au Miocène, on avait un rift tout à fait classique avec effondrement central ;
Représentation de la ride médio-atlantique au niveau de l’Islande. © DR
  • trois failles transformantes présentes sur le territoire : du nord au sud, Tjornes, Snaefellsnes et Reykjanes ;
  • un taux d'expansion moyen sur 16 millions d'années de 2,5 cm/an environ ;
  • la présence d'un paléorift à l'est : la faille d'Aegir.
Coupe de l'Islande actuelle. © DR

Histoire géologique de l'Islande

Il y a 130 millions d'années environ, pense-t-on, un point chaud s'est formé, qui se trouvait à l'est du Groenland il y a 60 millions d'années.

Parcours du point chaud depuis le Groenland jusqu’à l’Islande. © DR

L'océan Atlantique n'était à ce moment-là qu'un bras de mer, mais il commençait à s'ouvrir par une progression de la fracture depuis le sud. La ride se trouvait alors à l'est de l'actuelle Islande : il s'agit de la ride d'Aegir (en bleu sur le dessin ci-dessous). Cette ride a fonctionné pendant 40 millions d'années en poussant les continents chacun de son côté, si bien que le point chaud, supposé fixe, eut un déplacement apparent vers l'est du Groenland, donc sous une croûte continentale épaisse, mais à un moment, il s'est retrouvé au-dessous de la croûte océanique mince, jeune et donc fragile.

Cette situation a engendré un rift très actif en bordure est du Groenland et rendu inactive la ride d'Aegir par ce qu'on appellera une capture de rift. Les magmas basaltiques de la ride et ceux du point chaud se sont retrouvés pour créer l'Islande par l'ouest en quelque sorte. Depuis, toujours à cause de la dérive des continents due à l'ouverture de l'océan, le point chaud se trouve sous le glacier du Vatna, ce qui explique les deux branches du Y formé par le rift dans la partie sud de l'île, avec, en quelque sorte, une microplaque entre les deux, un microcontinent en formation.

Représentation des différents volcans islandais. © DR

La position de l'Islande au-dessus de la ride médio-atlantique est une situation idéale pour étudier les processus de formation de rift et les effets des points chauds. Il n'y a que deux endroits dans le monde ou un seafloor spreading center apparaît en surface, et l'Islande permet l'étude de certaines caractéristiques de propagation du rift et de la tectonique des microplaques.

L'Islande actuelle illustre l'interaction entre un point chaud et une dorsale. La composition des laves épanchées en surface reflète les hétérogénéités du manteau terrestre.

Cette image a été prise lors de l’éruption à Krafla en 1984. © Michael Ryan, USGS

La région de Krafla

Un récent épisode d'activité de ce rift s'est produit entre 1975 et 1984 dans la région de Krafla — Kr sur la carte ci-dessus — au nord, avec la mise en place de coulées basaltiques et une extension de neuf mètres.

Un autre épisode se prépare peut-être, avec un gonflement du Katla au sud — Ka sur la carte du dessus. La déformation du volcan, mesurée à 10 cm, traduit une pression en augmentation dans la chambre magmatique, qui se situe à 4,9 km de profondeur. La première déformation détectable date du 17 juillet 1999, et semble donc traduire une accumulation de magma dans la chambre, selon Erik Strukell et Halldor Geirsson. Le volcan est donc sous surveillance constante, mais il n'en fait qu'à sa tête !

Tomographie de l’Islande d'après W. Spackman. © EPSL, 1999

L'Islande est une émersion de la dorsale médio-atlantique. L'expression en surface d'une anomalie de vitesse identifiée par tomographie jusqu'à 2.800 km de profondeur (en 1999) est interprétée comme la remontée d'un panache de matériau chaud, plastique, mais solide de manteau profond à l'origine du point chaud islandais. Il provoque le bombement (de 2.000 m) de la lithosphère observé en surface sur plus de 1.000 km de diamètre, ce qui ferait de l'Islande une île.

Une représentation tomographique de l’Islande. © Nature, 1997

Composition des laves d'Islande

Si le matériel ne peut pas sortir, le panache s'étale sous les plaques, les chauffe, les fragilise et quand cela sort, il y en a beaucoup : c'est la quantité de matériel qui a créé l'île, alors que le reste du rift est situé au fond de l'océan !

La tomographie nous indique donc que la source des laves d'Islande peut comporter une composante très profonde de composition différente de l'asthénosphère à l'origine des MORB de la dorsale médio-atlantique :

  • signature isotopique plus radiogénique en strontium (rapport 87Sr/86Sr élevé) ;
  • signature isotopique moins radiogénique en néodyme (rapport 143Nd/144Nd faible) que l'asthénosphère.

Ces différences de composition des laves d'Islande et de la dorsale atlantique reflètent directement l'origine mantellique.

Composition de différentes laves autour de l’Islande en fonction des rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Nd. © R. N. Taylor et al., EPSL, 1997

Sur un diagramme Nd-Sr, les laves de la dorsale de type MORB, celles d'Islande et celles des Açores (point chaud pur) occupent des champs différents. Le mélange, en proportions variables, entre un magma de panache et un magma asthénosphérique suggère une dilution du panache par l'asthénosphère qui s'expliquerait par la position de l'Islande à l'aplomb de la dorsale. La dilution (par un magma de type MORB de dorsale classique lente) augmente lorsqu'on s'éloigne du point chaud islandais.

Le cycle volcanotectonique du rift d'après Gente, 1987. © DR

Le cycle volcanotectonique du rift

À l'axe d'une dorsale, le cycle commence par une activité volcanique de construction suivie d'une phase tectonique d'écartement (Gente, 1987, voir schéma ci-dessus). La lave ne sort pas forcément exactement là où se forme la faille, ce sont des phénomènes qui nous paraissent assez capricieux, mais qui obéissent aux strictes lois de la physique et le point le plus fragile n'est pas toujours là où on le croit ! Une fois la ride formée, des failles transformantes apparaissent pour compenser la courbure de la Terre. Les zones de fracture se disposent sur des arcs de cercle centrés sur le pôle de rotation relative entre deux plaques. Le taux d'accrétion est lié à la vitesse angulaire du système et à la distance au pôle de rotation, et augmente avec l'éloignement au pôle.

Failles transformantes et pôle de rotation relative dans un rift. © DR

Les failles transformantes sont décalées les unes par rapport aux autres et l'écartement n'est pas forcément exactement symétrique des deux côtés de la faille, ce qui donne un déplacement résultant. Ceci peut aussi aboutir au paradoxe d'avoir, en plein rift, des zones de convergence, comme dans le cas de l'Islande entre les deux branches du Y formé par le rift au sud de l'île !

Schéma de fonctionnement d’une faille transformante avec les déplacements relatifs. © Claire König

Le basalte

Le basalte est une roche volcanique basique issue d'un magma refroidi rapidement au contact de l'eau ou de l'air. C'est le constituant principal de la couche supérieure de la croûte océanique. Le basalte est sombre, a une structure microlithique et est composé essentiellement de plagioclases (50 %), de pyroxènes (25 à 40 %), d'olivine (10 à 25 %), et de magnétite (2 à 3 %). Le basalte est issu de la fusion partielle, au niveau de la low velocity zone, d'une pyrolite hydratée.

Paysage d’orgues de basalte, et ces mêmes orgues vus de près. © DR

Il y a partout dans le pays des coulées de basalte et des orgues basaltiques, 95 % de l'Islande est volcanique, les 5 % restant sédimentaires essentiellement au sud de l'île !

Les différentes couches qui peuvent composer une coulée de basalte. © DR

Voici donc ci-dessus un schéma général d'une coulée complète de basalte, en gardant présent à l'esprit que les proportions sont variables et que toutes les étapes ne sont pas toujours présentes.

Le magma solide fond

Classification des roches volcaniques. © BRGM

On se trouve dans une situation où le magma solide fond :

  • si la température augmente ;
  • si la pression diminue.
Différentiation des magmas basaltiques. © DR

Les isotopes radioactifs sont différents s'il s'agit d'un fluide d'origine mantellique (panache) ou d'un fluide asthénosphérique (rift). La composition de la lave émise permet donc de savoir à quel type de mélange on a affaire dans le cas de l'Islande (voir diagramme Sr-Nd).

Diagramme de Cox. © DR

La différentiation solide-liquide fractionnée par les points de fusion des différents minéraux présents dans le magma permettra l'émission d'un « jus » plus ou moins différencié. Elle permet ainsi de savoir si la chambre a subi une cristallisation fractionnée très importante ou non (quantité de silice présente dans la phase émise entre autres). Mais deux laves « identiques » peuvent avoir des passés différents !

Séries de Bowen. © DR

La structure de la lave, plus ou moins grenue ou vitreuse, permet en outre de savoir si le refroidissement est lent ou rapide.

La palagonite

La palagonite se forme par interactions entre eau et basalte. L'eau douce se vaporise au contact avec la lave chaude et les petits fragments de lave réagissent avec cette eau. Ces phénomènes hyaloclastiques se sont déroulés dans le graben médian de l'Islande, spécialement lors des éruptions sous-glaciaires du Würm. La couleur indique la présence d'oxyde de fer à l'état (III), au sein de matière amorphe. La roche cède des minéraux à l'eau, s'ensuit une altération du basalte en phillipsite riche en K+ et Na+ (smectite) et des zéolithes. La lave s'enrichit en eau, jusqu'à 20 %. La roche présente un débit en crayon ou en plaques.

Pellicule de palagonite sur basalte sain. © DR

Étudiées très sérieusement actuellement, les palagonites intéressent l'industrie des déchets nucléaires. Les études d'analogues naturels du verre (basaltiques ou archéologiques) ou du gel (palagonite) contribuent à la validation des modèles de stockage sur le très long terme. Un examen approfondi de ces analogues permet de reconstituer leur histoire. On connaît alors le résultat de l'évolution du matériau sur de très longues durées (quelques milliers à quelques millions d'années), et on peut ainsi vérifier la cohérence de cette évolution avec les connaissances acquises en laboratoire.

En particulier, une étude approfondie de l'altération de verres basaltiques, dont les caractéristiques sont très proches de celles des verres nucléaires borosilicatés, a permis de vérifier que la cinétique d'altération des verres basaltiques était parfaitement comparable à celle des verres nucléaires (vitesse initiale, chute de vitesse, vitesse résiduelle). De plus, les vitesses apparentes d'altération des verres basaltiques sur plusieurs millions d'années sont proches de la vitesse résiduelle d'altération mesurée en laboratoire.