Image de la semaine | 12/09/2016
Un volcanisme bien méconnu et pourtant si riche d'enseignement : le volcanisme du Crétacé supérieur du Pays Basque, ses pillow-lavas et la salinité de l'eau de mer
12/09/2016
Résumé
Mise en place des laves en coussin : contexte, critères de polarité (pédoncule), vacuoles, échanges avec l'eau de mer (spilitisation et salinité de l'océan). À partir d'affleurements du synclinal de Bilbao (Soraluze, Eibar)... à retrouver dans les Pyrénées (Saint-Palais, Oloron-Sainte-Marie).
Source - © 2013 Pierre Thomas
La localisation précise peut être obtenue avec le fichier kmz pillow-1.kmz.
 Source - © 2016 Google earth (street view) |  Source - © 2013 Pierre Thomas |
Au Pays Basque français comme espagnol, en Béarn... affleurent des coulées de basalte d'âge Crétacé supérieur (~100 Ma), interstratifiées dans les célèbres flyschs du Pays Basque (cf. Les flyschs du Crétacé-Tertiaire du Pays Basque : slumps et méga-slumps, turbidites et méga-turbidites...). Ces coulées montrent de superbes pillow-lavas, au moins aussi beaux que les célébrissimes pillows du Chenaillet. Les plus beaux que je connaisse se trouvent certes en Espagne (dans le synclinal de Bilbao), mais seulement à 60 km de la frontière française, frontière qui "administrativement" n'existe plus depuis les accords de Schengen ; et ils sont très facilement accessibles car situés en bord d'une petite route, à 1500 m d'une route "nationale".
La notice de la carte géologique BRGM d'Oloron-Ste-Marie au 1/50 000 (Pyrénées Atlantiques) décrit ce volcanisme crétacé supérieur de la façon suivante :
Roches basiques crétacées : spilites*, teschénites** et picrites***
Au Crétacé supérieur, un ensemble de roches éruptives sous-saturées se sont mises en place dans la zone nord-pyrénéenne en divers points de la chaîne. Dans la région d'Oloron, on connaît deux types d'épisodes éruptifs : épanchements spilitiques d'une part, intrusions filoniennes de roches basiques alcalines d'autre part.
Les épanchements volcaniques sont représentés par ces coulées de spilites dont les plus importantes sont situées dans le Bois du Bager et le Bois de Pélégria. Le plus souvent, il s'agit non pas d'une seule coulée, mais d'un empilement de coulées de faible épaisseur (une dizaine de mètres) séparées par des niveaux sédimentaires de quelques mètres de puissance. Ces coulées dont la base est généralement bréchique présentent un débit caractéristique en « pillows » (Ouest d'Arudy, Courrèges...) avec, localement, des passages prismatiques (le Turon). La composition de ces roches à albite, chlorites, calcite, épidote, parfois augite et pseudomorphoses d'olivine, est celle des spilites ayant des caractères de basaltes alcalins. L'âge des terrains encaissants permet de situer la majorité de la mise en place de ce volcanisme au début du Cénomanien.
* basalte dont les plagioclases sont très riches en sodium (albite), ** basalte à structure doléritique riche en feldspathoïdes, *** basalte riche en olivine
Malgré cette description "alléchante", ce volcanisme, comme tous les volcanismes français métropolitains en dehors des ophiolites alpines et du volcanisme du Massif Central, est quasi ignoré de l'Éducation nationale, aussi bien en lycée qu'à l'université. Et c'est bien regrettable car ce volcanisme basco-pyrénéen permet d'aborder au moins trois grandes questions géologiques : (1) les modalités de mise en place des coulées sous-marines, (2) le volcanisme associé aux zones continentales avec une forte extension et aux marges passives, (3) la salinité de l'eau de mer.
Nous allons vous montrer 21 figures permettant d'illustrer ces trois grandes questions, et même d'y répondre au moins partiellement. Toutes ces photographies, prises sur 2 sites distants de 6 km, sont localisées dans ce qui est appelé le synclinal de Bilbao. Vous ne passerez pas loin quand vous irez dans cette ville visiter le Musée Guggenheim.
Quand une coulée sous-marine de basalte progresse, elle fabrique des pillow-lavas, quelle que soit la profondeur de la tranche d'eau. Il "suffit" que le volume de l'eau (froide) soit très largement supérieur au volume du basalte (chaud). Le mode de formation des pillow-lavas est maintenant très classique (voir, par exemple, Cristallisation du soufre et formation de pillow lavas). Le basalte une fois arrivé dans l'eau, forme des sphères ou plutôt des tubes solides, qui croissent, se crèvent, bourgeonnent, grandissent à nouveau... Souvent, les nouveaux tubes et sphères, en progressant, chevauchent et moulent des pillows antérieurs, ce qui occasionne des formes caractéristiques permettant d'avoir la polarité de la coulée (ce qui est important dans les régions ayant subi une tectonique importante, comme c'est le cas pour les Pyrénées).
 Source - © 2013 Pierre Thomas Au centre de la photo, ont voit un pillow avec une section parfaitement circulaire "moulé" au-dessus, à gauche et à droite par un pillow postérieur qui en fait presque le tour. |  Source - © 2013 Pierre Thomas Au centre de la photo, ont voit un pillow avec une section parfaitement circulaire "moulé" au-dessus, à gauche et à droite par un pillow postérieur qui en fait presque le tour. |
 Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 6. Affleurement avec pillow possédant un "pédoncule", excellent critère de polarité Deux pillows jointifs forment obligatoirement entre eux un sillon. Quand un pillow plus tardif se forme en avançant sur ces deux pillows pré-existants séparés par un sillon, le basalte pâteux du pillow supérieur "moule" le sillon sous-jacent, formant un pédoncule. Ce pédoncule n'est en aucun cas un pédoncule d'alimentation mais simplement le moulage d'un creux préexistant. C'est bien sûr un excellent critère de polarité. |  Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 7. Vue rapprochée sur un pillow possédant un "pédoncule", excellent critère de polarité Deux pillows jointifs forment obligatoirement entre eux un sillon. Quand un pillow plus tardif se forme en avançant sur ces deux pillows pré-existants séparés par un sillon, le basalte pâteux du pillow supérieur "moule" le sillon sous-jacent, formant un pédoncule. Ce pédoncule n'est en aucun cas un pédoncule d'alimentation mais simplement le moulage d'un creux préexistant. C'est bien sûr un excellent critère de polarité. |
 Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 8. Zoom sur pillow possédant un "pédoncule", excellent critère de polarité Deux pillows jointifs forment obligatoirement entre eux un sillon. Quand un pillow plus tardif se forme en avançant sur ces deux pillows pré-existants séparés par un sillon, le basalte pâteux du pillow supérieur "moule" le sillon sous-jacent, formant un pédoncule. Ce pédoncule n'est en aucun cas un pédoncule d'alimentation mais simplement le moulage d'un creux préexistant. C'est bien sûr un excellent critère de polarité. | |
Souvent, au front ou sur les flancs des coulées sous-marines, par exemple quand la pente est forte, les "tubes" de laves en coussins se brisent et forment des brèches de pillow-lavas. Cette bréchification peut se faire soit à chaud (fragments à contours lobés), soit à froid (fragments à contours anguleux). Les fragments sont entourés d'une matrice faite d'un mélange des sédiments marins locaux et de précipitations hydrothermales. Les coulées de lave progressent alors sur leur propre semelle bréchique, comme c'est très souvent le cas pour leurs homologues "aériennes".
 Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 9. Contact entre une coulée de pillow-lavas et sa semelle bréchique, Eibar (Pays Basque espagnol) L'ensemble est traversé, à droite, par un dyke, qui devait alimenter des éruptions et des coulées postérieures. Cet affleurement se trouve à l'entrée Est du village d'Eibar (Pays Basque espagnol). Sa localisation précise peut être obtenue avec le fichier kmz pillow-2.kmz. | |
 Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 10. Zoom sur la semelle bréchique de la coulée de pillow-lavas d'Eibar Il s'agit ici d'une brèche à contours anguleux (bréchification faite "à froid"). |  Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 11. Zoom sur la semelle bréchique de la coulée de pillow-lavas d'Eibar Il s'agit ici d'une brèche à contours anguleux (bréchification faite "à froid"). |
Ce volcanisme basque et béarnais, bien qu'ignoré par l'Éducation Nationale, est quantitativement très important. Les coulées où ont été prises toutes les photos de cette semaine forment un affleurement mesurant 20 km de long pour une largeur de 2 à 5 km dans le synclinal de Bilbao (le célèbrissime Chenaillet ne mesure que 10 x 6 km, et la Chaine des Puys 35 x 10 km). Il s'agit d'une taille minimale qui correspond à ce qui a été épargné par l'érosion, et la taille des coulées au Crétacé supérieur devait être beaucoup plus importante. Cet affleurement du synclinal de Bilbao n'est pas le seul ni en Espagne ni en France où il existe de très nombreux sills et coulées interstratifiés dans le Crétacé supérieur de tout l'Ouest des Pyrénées. À titre d'exemple, nous vous montrons 2 extraits de cartes géologiques 1/50 000 des régions d'Oloron-Sainte-Marie et Saint-Palais (Pyrénées Atlantiques) illustrant l'importance de ces sills et coulées.
 Source - © 2013 Thierry Juteau Figure 12. Carte géologique simplifiée du synclinal de Bilbao Le volcanisme sous-marin du Crétacé supérieur est représenté en bleu. Les affleurements voisins du village de Soraluze sont localisé par la croix rouge X1 ; ceux voisins du village d' d'Eibar sont localisé par la croix rouge X2. Source : Thierry Juteau, 2013, Excursion Pays basque, CBGA. | |
 Source - © 2016 Gogle earth, modifié |  Source - © 2016 BRGM / Gogle earth, modifié |
 Source - © 2016 BRGM / Géoportail, modifié Les affleurements de Saint-Palais et d'Oloron-Sainte Marie (et beaucoup d'autres moins importants) sont trop petits pour être dessinés sur une carte à cette échelle. Le principal affleurement du synclinal de Bilbao est, lui, suffisamment important pour être représenté sous forme d'une longue tache bleue. Tous ces terrains volcaniques sont interstratifiés dans les flyschs du Crétacé supérieur (vert clair avec des points noirs, C2). | |
 Source - © 2016 BRGM / Géoportail, modifié Figure 16. Extrait de la carte géologique au 1/50 000 d'Oloron-Sainte-Marie Les roches volcaniques correspondent aux "taches" violettes. Ces terrains volcaniques correspondent essentiellement à des coulées incluses dans ou recoupant/recouvrant les terrains C1, C2 et C3. Ils sont donc contemporains ou postérieurs à C3 (flysch calcaire Turonien, 90 Ma) pour les plus jeunes d'entre eux. |  Source - © 2016 BRGM / Géoportail, modifié Figure 17. Extrait des cartes géologiques au 1/50 000 de Mauléon-Licharre et d'Iholdy Les terrains volcaniques (couleur violette) correspondent surtout à des sills interstratifiés dans les terrains C1-2F. Ils sont donc postérieurs au C1-2F (flysch albo-cénomanien, 100 Ma). |
Quelle est l'origine de ce volcanisme, qui est essentiellement constitué de basalte alcalin ? Jusqu'à la fin du Crétacé inférieur (à l'Aptien), ni l'océan Atlantique plus au Nord que l'Espagne, ni sa dépendance appelée « Golfe de Gascogne » n'existaient. L'Ibérie était une grande ile séparée d'un ensemble Armorique-Massif Central par une mer épicontinentale très peu profonde avec iles, récifs coralliens... C'est à partir de l'Albo-Cénomanien et jusqu'au Campanien que le mouvement des plaques sépara l'Ibérie du reste de l'Europe, la déplaça par un coulissement sénestre de plusieurs centaines de kilomètre vers l'Est et généra une forte extension à l'Ouest du dispositif. Cette extension entraina l'ouverture du Golfe de Gascogne, avec la remontée et la fusion partielle de l'asthénosphère. Il y eu au fond de ce golfe fabrication de lithosphère océanique possédant une croûte océanique faite de basalte et de gabbro tholéitiques. Au niveau de la marge continentale, entre l'Ibérie continentale et le fond océanique du Golfe de Gascogne, la fusion partielle du manteau fut plus modérée et plus profonde, et généra du basalte alcalin. C'est ce basalte qui s'interstratifia dans les sédiments turbiditiques en train de se déposer sur cette marge. À l'extrémité orientale du Golfe de Gascogne, cette extension n'entraina pas la fabrication de lithosphère océanique, mais seulement l'amincissement de la lithosphère continentale, une remontée "modérée" du manteau et la genèse d'un volcanisme alcalin, comme au niveau de la marge. Comme au niveau de la marge, ce volcanisme sous-marin s'interstratifia dans les sédiments turbiditiques en train de se déposer dans ces bassins marins profonds, mais localisés sur croûte continentale. Le volcanisme basque est donc caractéristique d'un volcanisme de marge et/ou d'extension continentale. Quel dommage que l'Éducation nationale préfère très souvent le volcanisme des bords de la Mer Rouge ou du Rift Africain à ce volcanisme franco-espagnol !
 Source - © 2016 Google earth, modifié Figure 18. Vue satellite du Golfe de Gascogne actuel Le fond du Golfe de Gascogne est constitué de lithosphère océanique. La séparation de l'Ibérie par rapport à l'Europe stable au Crétacé supérieur entraina l'ouverture du Golfe de Gascogne. On voit très bien les marges continentales (limite océan–continent) sur les rives Nord et Sud de ce golfe. La position de la limite continent/océan est plus "floue" au niveau de sa terminaison orientale. À l'Est de la terminaison du Golfe de Gascogne, là où se trouvent actuellement l'Est du Pays Basque, le Béarn et la Navarre, l'extension n'amena pas la rupture de la lithosphère continentale, mais sa croute continentale fut amincie. Il y eu subsidence et c'est là que se développèrent les bassins des flyschs, flyschs qui se déposaient aussi sur la marge continentale à l'Ouest du Pays Basque. Le volcanisme du synclinal de Bilbao (punaise rouge) est situé à la limite marge continentale-bassins intracontinentaux. Le volcanisme de Saint-Palais et d'Oloron-Sainte-Marie (punaises orange et verte) est franchement localisé en domaine continental à croûte amincie. |  En première approximation, le Golfe de Gascogne correspond à l'espace situé entre la côte Nord-ibérique aptienne (noire) et la côte nord-ibérique campanienne (verte). Les mouvements de rapprochement qui ont suivi et qui sont à l'origine des Pyrénées ne sont pas représentés. La rotation du bloc Corso-sarde qui se sépara de l'Ibérie à l'Oligocène terminal / Miocène et provoqua l'ouverture de la Méditerranée occidentale n'est pas non plus représentée. |
L'observation, même rapide, de ces pillow-lavas basques permet de faire deux observations et de poser deux questions très importantes :
- Ces pillows sont souvent faits de basaltes très vacuolaires, riches en bulles de gaz, alors que les basaltes océaniques classiques nés au niveau des dorsales et qu'on observe dans les ophiolites ne contiennent quasiment pas de ces vacuoles et bulles de gaz. Pourquoi ?
- Les vacuoles de ces pillows sont très souvent remplies de calcite, même quand ces basaltes sont interstratifiés dans des sédiments silicoclastiques et non pas calcaires. D'où vient le calcium de cette calcite ? Cette observation et la question qui s'en suit permettent de répondre au moins partiellement à l'une des plus grandes questions de la géologie, question fondamentale bien que quasiment jamais posée : pourquoi l'eau de mer a-t-elle une salinité d'environ 10 g de sodium et 1,2g de magnésium par litre (environ 35 g/l pour la totalité des cations et des anions) ? Quand on sait que la vie est née dans la mer, que la majorité de la vie actuelle est marine, et que cette vie est très dépendante de la salinité de l'eau, on comprend l'importance de cette question.
 Source - © 2013 Pierre Thomas Ce pillow est situé sur la même route que celle qui conduit à l'affleurement des figures 1 à 9, à environ 500 m du village de Soraluze. La localisation précise peut être obtenue avec le fichier kmz pillow-3.kmz. |  Source - © 2013 Pierre Thomas Ce coussin de lave est situé sur la même route que celle qui conduit à l'affleurement des figures 1 à 9, à environ 500 m du village de Soraluze. La localisation précise peut être obtenue avec le fichier kmz pillow-3.kmz. |
 Source - © 2013 Pierre Thomas | |
 Source - © 2013 Pierre Thomas |  Source - © 2013 Pierre Thomas |
Les magmas basaltiques, qu'ils soient océaniques ou continentaux, contiennent beaucoup de gaz dissouts. La solubilité de ces gaz dépend énormément de la pression, et ces gaz ne s'expriment sous forme de bulles qu'à "faible" pression. Il n'y a pas plus de 0,1% de vacuoles dans les MORB mis en place par 3000 m de fond (Pression~300 atmosphères = 3.107 Pa = 30 MPa). La présence de nombreuses grosses vacuoles dans les basaltes du Crétacé supérieur basque montre qu'ils se sont mis en place sous une tranche d'eau relativement faible, disons moins profond que 1500 m en ordre de grandeur. Les valeurs données ici ne sont évidemment qu'indicatives, et la pression/profondeur d'apparition des bulles dépend bien sûr aussi de la teneur en volatils du magma, qui est assez variable. Les spécialistes des flyschs basques avancent le même ordre de grandeur pour la profondeur des bassins sédimentaires. Une confirmation que ces pillow-lavas ne se sont pas mis en place au fond d'un océan.
On peut profiter de la visibilité de ces vacuoles abondantes en Pays Basque mais marginales ou absentes quand la pression dépasse (environ) 3.107 Pa pour rappeler que, contrairement à ce qui est encore trop souvent dit, les bulles de gaz ne peuvent en aucun cas être les moteurs ascensionnels du magma depuis sa source mantellique jusqu'à la sub-surface. Une pression de 3.107 Pa, c'est la pression à 1 km de profondeur sous la surface des terres émergées. C'est vers cette profondeur, sous le cratère, que commencent à apparaitre les bulles de gaz lors des éruptions volcaniques, et ce sont d'autres processus physiques qui on fait monter le magma jusqu'à ce niveau (voir, par exemple, les diapos 65 à 68 de Gravimétrie et isostasie, deux clés essentielles pour comprendre le fonctionnement de la Terre). Le "gas lift" (terme pétrolier signifiant ascension d'un liquide par des bulles de gaz) n'est qu'un accélérateur de cette remontée dans les dernières centaines de mètres avant la surface (mais quel accélérateur dans le cas du volcanisme explosif !).
L'origine de la calcite dans les basaltes sous-marins permet d'aborder le problème de la salinité de l'eau de mer. Chaque petit enfant qui découvre la mer pour la première fois demande à ses parents : « dis, pourquoi la mer est salée ? ». Cette question est naturelle de la part d'un petit enfant, mais montre qu'il ne connait rien au fonctionnement de la planète Terre, ce qui est normal à cet âge. De la part d'un adulte connaissant les SVT, la bonne question devrait être « pourquoi la mer est si peu salée ? ». L'altération des continents libère des ions, en particuliers des cations Na+, K+, Ca2+ et Mg2+, qui ruissellent, arrivent dans les rivières, puis les fleuves, puis enfin l'océan. L'océan reçoit 3.1013 m3/an d'eau des fleuves, qui amènent environ 1012 kg/an de cations, dont 20.1010 kg/an d'ion sodium et 14.1010 kg/an d'ion magnésium. Une quantité identique d'eau s'échappe de la mer par évaporation, mais cette vapeur d'eau est "douce" et ne contient quasiment aucun cation. La concentration de l'eau de mer devrait donc sans cesse augmenter. Un rapide calcul fait pour la première fois en 1899 par John Joly pour le sodium montre qu'il suffit d'environ 100 Ma pour amener à la mer tout le sodium qui s'y trouve (et 20 Ma pour le magnésium) si on néglige la très faible quantité de sodium et de magnésium piégés dans les sédiments (seules la halite et la dolomie contiennent du sodium ou du magnésium en forte proportion, et la quantité de halite et de dolomie sédimentant habituellement est effectivement très faible) et le sodium et le magnésium exporté par les embruns et aérosols marins. Depuis 4,5 Ga que cela dure, l'eau de mer devrait être complètement saturée en sel, en sel de sodium et de magnésium en particulier (le calcium est par contre piégé dans les calcaires, et le potassium adsorbé par les argiles). Puisque l'eau de mer n'est pas saturée en sodium ou en magnésium, c'est qu'un (des) mécanisme(s) piège(ent) 20.1010 kg/an d'ion sodium et 14.1010 kg/an d'ion magnésium qui arrivent à la mer par les fleuves. L'un de ces mécanismes serait l'altération des basaltes sous-marins par les eaux chaudes qui les traversent, que ce soit au niveau des dorsales ou de toutes les éruptions basaltiques sous-marines hors dorsales.
Il y a plusieurs réactions possibles qui piègent sodium et magnésium. Citons en deux parmi d'autres, uniquement celles qui libèrent du calcium puisqu'on voit une libération de calcium dans nos basaltes basques :
- Plagioclase calcique (anorthite) + Na+ (de l'eau de mer) → plagioclase sodique (albite) + Ca2+,
- Pyroxène calco-magnésien (diopside) + Mg2+ (de l'eau de mer) → pyroxène magnésien (enstatite) + Ca2+.
Ce piégeage est tellement efficace pour le magnésium que les eaux des fumeurs noirs ne contiennent plus de magnésium. La concentration moyenne de l'eau des fumeurs noirs en sodium est de 9,9 g/L (contre 10,6 pour l'eau de mer). Cela montre que ce piégeage est nettement moins efficace pour le sodium que pour le magnésium (ce qui expliquerait que la concentration en sodium de la mer soit 8 fois supérieure à la concentration en magnésium). Qualitativement, cela "marche" très bien. Quantitativement, beaucoup reste à faire, car la composition de l'eau des fumeurs n'est pas homogène, parce qu'il y a des échanges basaltes/eau de mer en dehors des dorsales...
Cet enrichissement en sodium des (anciens) basaltes sous-marin est connu depuis longtemps et est classiquement appelé "albitisation" ou "spilitisation".
C'est le calcium libéré par ces réactions que l'on retrouve sous forme de calcite remplissant les vacuoles des pillow-lavas basaltiques basques. Ces réactions existent bien sûr au niveau des dorsales, mais la quasi-absence de vacuoles et la profondeur de l'océan empêche la précipitation in situ de calcite. Par contre, la cristallisation d'épidote (minéral riche en calcium) au niveau des basaltes hydrothermalisés océaniques illustre bien cette libération de calcium. Le volcanisme sous-marin hors dorsale est quantitativement beaucoup moins important que celui des dorsales, mais ce phénomène de relâchement de calcium (conséquence du piégeage du sodium et du magnésium) s'y voit bien mieux.
L'altération-hydratation des basaltes au niveau des dorsales est relativement connu dans l'Éducation nationale. On y insiste sur la synthèse de minéraux hydratés, sur le rôle de ces minéraux hydratés dans le magmatisme des zones de subduction... Tout cela est bel et bon. Mais quel dommage que les relations entre le volcanisme sous-marin et la composition chimique de l'eau de mer soit si souvent méconnue.
