Le début de l'accrétion océanique a longtemps été définit comme la mise en place de la première croûte océanique magmatique au niveau de l'axe d'une dorsale. Cette définition ne prend pas en compte l'accrétion a-magmatique qui conduit au niveau des dorsales lentes à l'exhumation du manteau ⁽⁹⁾. Compte-tenu du fait que ce socle est un plancher océanique, il faut élargir la définition d'accrétion océanique pour englober les différents mécanismes de production de socle océanique.

On distingue classiquement 4 grands types de dorsales selon leur type d'expansion (table 1) . 

Table 1 . Grands types de rides.

Le taux d'accrétion contrôle la morphologie axiale ainsi (fig. 1), les dorsales rapides se distinguent en général par un bombement axial (en haut), les dorsales intermédiaires ont des morphologies plus variables avec soit un plateau axial peu élevé soit une vallée axiale (au centre) enfin les dorsales lentes et ultra lentes ont en général un rift large et profond (en bas). Cependant ces caractéristiques peuvent êtres modifiées au sein d'une même zone par une modification des apports magmatiques locaux. 

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figure 1. Images bathymétriques de l'axe de trois dorsales à différents taux d'accrétion a: rapide E.R.P. 9°37'N, b : intermédiaire S.W.I.R. 115°E, c : lente M.A.R. 23°25'N ⁽²⁸⁾. 

Les dorsales sont toutes segmentées et l'axe de la dorsale est en faite une suite de segments, à fonctionnement propre, séparés par des discontinuités. Ainsi il est possible d'observer sur une même ride (ex. S.W.I.R., fig.2) des segments à magmatisme "important" (A), des segments où le plancher correspond à l'exhumation du manteau (B) et enfin un plancher lisse (C).

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figure 2 : Différentes morphologies du plancher océanique cartographiées sur la S.W.I.R. dans sa partie ultra lente 2cm/an, dimensions : 80 x 40 km ^{(28 d'après Cannat 2006)}.

On distingue bien sûr une segmentation définie par les grandes failles transformantes, qui sont des frontières rigides qui divisent la ride en grandes sous unités tectoniques de 300 à 500 km en moyenne (jusqu'à 1000 km dans l'Atlantique). Chaque sous unité a un fonctionnement distinct dont la durée de vie moyenne est de plusieurs millions d'années. Au coeur de ces failles transformantes la profondeurs est beaucoup plus importante qu'au coeur des segments avec des anomalies de profondeur très variables de 0.5 à  . La signature minéralogique et géochimique est aussi caractéristique et différente du reste du segment.

Une segmentation dite de 2^ème ordre est observable dans les différents types de rides⁽³⁵⁾. Les segments ont des longueurs variant entre 50 et 300 km et des rejets cours (3 à 5 km). Les terminaisons des segments des rides rapides sont souvent caractérisées par des zones de recouvrement O.S.C. (Overlapping Spreading Center). Ces zones forment de petites dépressions (plusieurs centaines de mètres, fig.3) contenant quelques monticules de pillows lavas. Les O.S.C. ont un comportement coulissant non rigide et sont temporaires (fig.4). Aucun O.S.C. n'a été décrit sur les rides lentes, mais quelques soit le type de ride on dissocie un "comportement" différent entre le coeur des segment et ses extrémités. D'autres subdivisions (3^ème et 4^èmeordres) ont été décrits et correspondent à de petits rejets latéraux associer à une géochimie différente des roches récoltées.

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figure 3. Overlapping Spreading Center au niveau de l'E.R.P à 9°N (google earth)

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figure 4. Evolution des O.S.C. au cours du temps; reconstruction tectonique de l' OSC 16°20'N  et des segments 16° et 17°N de l'E.R.P. au cours des derniers 0,6 ma, passage progressif d'un système à 3 segments et 2 O.S.C. à un système à 2 segments et 1 O.S.C.            ^{(d'après Weiland et Macdonald, 1996, in 37)}.

Accrétion magmatique 

Dans les Rides rapides

L'exemple typique d'une accrétion rapide est celui de la dorsale Est Pacifique. Elle est caractérisée par une succession de zones en relief constitués de dômes de lave (fig. 5). 

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figure 5: Dômes de lave ⁽³⁰⁾.

Par tomographique sismique on peut observer, dans les zones centrales des segments de la ride, un réflecteur à 1,5 km de profondeur qui est interprété comme étant le sommet du réservoir magmatique axial. Ce réflecteur disparaît ou se réduit de manière considérable au niveau des discontinuité de 2^ème ordre et au niveau des OSC. Au centre la chambre est gonflée de magma qui alimente les dikes et les pillows. Au cours de la vidange de la chambre, un graben axial peut apparaître et former une caldéra centrale comme dans le cas des volcans aériens.

Les prélèvements de gabbros montrent que la cristallisation fractionnée est très différente d'une zone à l'autre et peut conduire à la production d'une large variété de gabbros allant des trocolithes aux gabbro-norites et aux ferrogabbro. Les différentes compositions des roches plutoniques sont le reflets des conditions très variables reignant au niveau de la chambre et dépendent :

• du régime thermique local du manteau : plus ou moins froid.
• de l'épaisseur de la croûte : plus ou moins épaisse.
• de la durée de vie de la chambre magmatique : plus ou moins éphémère.
• de la réalimentation de la chambre magmatique.

La composition des péridotites récupérées est de type harzburgite très appauvrie ce qui indique un taux de fusion partielle très important et de l'ordre de 28%.

Au niveau des O.S.C., des données récentes montrent que contrairement à ce qui était avancé dans les années passées(35) ces zones de transitions ne sont pas dépourvues de magmatisme. Dans ces zones la rotation du champs de contrainte entraîne la déviation du flux magmatique (figs. 6)⁽³⁶⁾ comme le montre la datation des pillows lavas (fig.7)(38) et les enregistrements sismiques (36 & 39).

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figure 6. Schéma proposant d'après les données sismiques et pétrographique du transfert du magma au travers du bassin de l'OSC 9°N et vers l'extrémité Nord-Est du segment Nord⁽³⁶⁾.

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figure 7. Photographies et détermination de l'âge des pillows lavas au niveaux des différentes zones de l'OSC 9°N ⁽³⁸⁾. 

Un flux mantellique épisodique semble migrer de l'axe du segment Sud de la Ride Est Pacifique (vers 10 km de profondeur) au travers un "canal de porosité" ⁽³⁹⁾ vers le Nord Est. Ce flux mantellique genère par le biais de dikes verticaux et obliques la mise de lentilles magmatiques empilées (fig. 8) dans le manteau supérieur mais aussi dans la croûte. Dans ces lentilles, la cristallisation fractionnée, la contamination par la croûte et par un probable hydrothermalisme produit des magmas plus acides (andésite et dacites, fig. 9) que l'on retrouve dans la zone.

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figure 8 . Lentilles de fusion partielle sous l'OSC 9°N ⁽³⁹⁾.

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figure 9. Composition des laves au niveau de l'OSC 9°N⁽³⁸⁾.

Ces O.S.C. sont donc des zones importantes dans l'accomodation des mouvements des plaques, sous l'effet d'impulsions épisodiques de manteau résultant, à grande échelle, de focalisation d'upwelling mantelliques sous l'axe des segments des rides. 

(lien vers quelques simulations des flux mantelliques  simulation 1, simulation 2, simulation 3, simulation 4, simulation 5 ) 

Dans les rides lentes

L'exemple type est celui de la Ride Médio Atlantique dont le "schéma"  typique est celui représenté dans la figure 10 avec un volcanisme plus important au centre des segments de la ride intercalé entre des zones a-magmatique. Les mesures effectuées dans les péridotites échantillonnées montre que le taux de fusion partiel est inférieur à celui des péridotites du Pacifique avec des valeurs comprises en tre 8,5 et 13,8 %.  Le toit des chambres magmatiques dans cette ride est à 4 km sous la surface et l'activité magmatique est interminttente. Les complexes filonniens sont rares (Vema) et absents sur la section de croûte observée au niveau de la faille transformante de Kane (MARK 23-24°N).

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figure 10 : Conception actuelle de la structure crustale d'une dorsale lente type MAR ^{(28 d'après Cannat 1996)}.

Impact des points chaud sur l'accrétion.

L'effet des plumes mantelliques sur l'approvisionnement magmatique des rides a été étudié sur les zones d'accrétion magmatiques lentes (fig. 11) et rapides (figs. 11 & 12) et dans un cas comme dans l'autre leur influence est notable même si l'axe des plumes est  éloigné de l'axe d'accrétion. La croûte est plus épaisse (jusqu'à 40 km  d'épaisseur) leur forme est différente avec un relief axial plus petit et un nombre de segmentation de 2^ème et 3^ème ordre plus petit, un volcanisme focalisé au centre du segment de la ride et un excès de magmatisme.

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figure 11. Bathymétrie du fond océanique et schéma tectonique des systèmes de point-chauds/rides (flèches : direction de spreading); a : Reykjanes ridge, b : Galapagos⁽⁴⁰⁾.

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figure  12. Interaction entre le point chaud des Mathématiciens et la Ride Est Pacifique, en rose source mantellique en relation avec le point chaud qui se mélange avec le manteau appauvri (en gris - DM) pour donner un manteau mixte sous l'axe de la ride (mauve-AM), des éléments hétérogènes de manteau produits par des degrés différents de fusion partielle (ULC - bleu et SMC-vert) peuvent être acheminés de l'axe du point chaud jusqu'à la ride⁽³⁷⁾.

Ainsi les interactions entre un point chaud et une ride ont été divisés en 5 étapes⁽⁴⁰⁾consignées table 2.

étape 1 : la dorsale se raporche du point chaud	le flux de matériaux du point chaud vers la ride est limité à cause du déplacement de la lithosphère dans la direction contraire.
étape 2 : la dorsale est proche du point chaud	le magma du point chaud est contaminé par celui de la dorsale
étape 3 : est à l'aplomb du point chaud	l'excès de magmatisme entraîne un fort épaississement crustal, le magma est hybride, mise en place d'un plateau axial (rose)
étape 4 : la dorsale s'éloigne du point chaud	réduction de l'apport magmatique, effondrement du plateau axial, un volcanisme de composition mixte se met en place entre le la ride et le point chaud qui s'éloigne.
étape 5 : la dorsale est éloignée (+500 km)	des flux asthénosphériques peuvent persister entre le point chaud et la dorsale

table 2 - synthèse des interactions entre un point chaud et une ride⁽⁴⁰⁾.

Lien vers une simulation de plume intra-mantellique (simulation 1) 

Formation de la lithosphère par exhumation mantellique.

L'accrétion magmatique est loin d'être la généralité dans les fonds océaniques contrairement à l'exhumation mantellique. La mise en place de structures mantelliques à bien été étudiée au niveau des Rides Médio Atlantique (M.A.R.) et  Sud Ouest Indienne (SWIR) qui se développent avec des taux d'accrétion de 1 à 4 cm/an.

Exhumation mantellique par O.C.C.

Ces rides sont caractérisées par des Oceanics Cores Complexes (O.C.C.) aussi appelés "Megamullions". Ces structures accomodent la distension lithosphérique lorsque les processus tectoniques dominent les processus magmatiques. Les recherches océaniques en cours évaluent que ces structures représentent jusqu'à 50% du plancher de la zone axiale des dorsales lentes.

Ces structures sont caractérisées par un relief en forme de dôme, constitué de roches matelliques plus ou moins serpentinisées et plus ou moins injectées de gabbros. Les O.C.C. ont une longueur comprise entre 10 et 50 km, une largeur de 5 à 15 km et une épaisseur de 500 à 1500 m de haut par rapport au plancher océanique (figs. 13 et 14). Certains peuvent atteindre des tailles gigantesques, comme on a pu le constater dans la mer des Phillipines avec le megamullion Godzilla de 55 km de long et un détachement mantellique d'environ 125 km (fig. 151⁽³¹⁾). Ces Dômes présentent une surface arrondie et striée (corrugation). Cette corrugation est la trace laissée, lors du coulissement du bloc mantellique qui se détache, par le bloc qui le chevauchait. Les stries sont orientées dans le sens de l'expansion. 

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figure 13. Oceanic Core Complexe 13°19N, a : bathymétrie et localisation des roches dominantes dans les forages ; b : interprétation de la structure 3D des images f & g (en vert : surface de détachement avec strications associées, en bleu : autres failles, en rouge : éléments volcaniques) ; c : image par sonar; d : bathymétrie le long de la ligne jaune de l'image du sonar ; e : pente calculées d'après les profils bathymétriques de d; f : surface striée émergeant de la valée axiale [1 : surface de la faille de détachement, 2 : horst central, 3 : crête volcanique inclinée vers l'extérieur, 4 : faille d'escarpement plongeant vers l'intérieur, 5 : faille plongeant vers l'intérieur et séparant le dôme lisse du horst central, 6 : faille profonde, 7 : reste de la surface de détachement striéee,  8 : faille inactive, 9 : pierrier de basaltes désagrégés, 10 : crête volcanique active, 11 : surface volcanique inclinée vers l'extérieur] ; g : vue 3D de l'O.C.C. ⁽⁶⁾.

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figure 14 : Megamulions Kane et Atlantis dans l'Atlantique.

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figure 15:  Megamullion Godzilla ⁽³¹⁾ flèche : direction d'exhumation du manteau.

Le détachement débute par une faille presque identique à une faille normale, c'est à dire avec une angle important (de l'ordre de 65+/- 10°) qui s'aplatie rapidement (30°) en réponse à la décharge de flexion. A l'inverse d'un système classique, le glissement se poursuit au lieu d'être relayé par une nouvelle faille. Cet emballement est déclenché principalement par un magmatisme très faible et inférieur à un seuil critique et une intense hydratation. Une très légère fusion partielle va permettre la création de corps gabbroïques intra-mantelliques qui par leur composition et la chaleur qu'ils produisent vont faciliter le glissement et le transfert de chaleur vers la surface (fig. 16). Le style d'extension et la magnitude de l'exhumation sont déterminés par la rhéologie. Le couplage entre les couches ductiles et cassante régule leur structure ainsi que le style de faille. La viscosité des couches fluides est contrôlé par le géotherme pendant l'extension et la présence ou l'absence de fusion.

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figure 16 : Schéma explicatif du fonctionnement d'une zone de cisaillement mylonitique de haute température. qui s'étend profondément sous la zone de transition plastique (lignes jaunes) / cassant (lignes noires), les intrusions discrètes de gabbros permettent le transfert de la chaleur vers la surface ⁽²⁹⁾.

Deux transformations minéralogiques sont déterminantes dans ces zones d'exhumation : l'hydratation et la mylonitisation.

L'hydratation

Le rôle des fluides est prédominant mais difficile à observer in situ et la compréhension de leur mécanisme d'action a été appuyé par des données recueillies dans les marges fossiles comme celles des Alpes (cf chapitre lithosphère fossile). Pinto⁽³²⁾ montre que les fluides ont un rôle majeur dans l'évolution des systèmes hyper-amincis, ils migrent au travers des structures et provoquent des échanges eau-roche. Ces échanges ont un rôle majeur dans les changement rhéologiques du manteau (et de la croûte continentale hyper-étirée). Il différentie ainsi deux types d'interactions mises en évidence par la chimie des fluides (cf chapitre gîtologie), une implication des fluides liées à la croûte et des fluides liées au manteau. Celui qui nous intéresse plus particulièrement ici est le type de fluide lié au manteau (mantel-related fluids) reconnaissable dans ses minérallisations enrichies en Si, Mg, Fe, Mn, Ca, Ni, Cr et V et provenant de la perte de ces éléments en réponse au processus de serpentinisation produit par l'interaction eau de mer-manteau (fig. 52). La serpentinisation conduit à la formation de chrysotile, de lizardite et de chlorite ce qui produit une augmentation du volume de la roche et une diminution de sa densité (cf profils rhéologiques des figures T1 à T3 fig. 17).

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figure 17. Influence des fluides sur le développement des systèmes de détachement et d'exhumation du manteau, l'addition magmatique et l'emplacement de la ride (exemple de la marge conjuguée Iberie-Terre Neuve, ^{d'après 32}).

Mylonitisation.

Les roches échantillonnées au niveau des corrugations sont majoritairement des harzburites à spinelles (taux de fusion partiel de 11,3 à 18,3% ⁽⁷⁾) et des gabbros mylonitisés (fig. 18 à 20). Les péridotites mylonitisées qui recouvrent une grande partie des O.C.C. ou qui sont dispersées autour des failles transformantes après avoir formé les O.C.C., sont typiquement non altérées par rapport à leurs homologues non mylonitisés. Ceci indique que la mylonitisation, qui limite la serpentinisation, se déroule à des températures plus élevées que la stabilité de la serpentine. La préservation de la couverture de péridotite mylonitisée à haute température est liée à la réduction de la taille des grains ce qui les rends résistant.

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figure 18 : Mylonitisation des la base de la surface de détachement ⁽³¹⁾.

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figure 19:  microstructures des gabbros mylonitisés (l'orientation du sens de cisaillement est situé en haut de l'image a) ; a : orientation des plagioclases, des pyroxènes et des hornblendes; b : gabbro mylonitisée au niveau de la zone de cisaillement la plus intense on distingue de très fins niveaux a amphiboles et plagioclases à grains fins; c : recristallisation dynamique des plagioclases provenant de la zone située juste au dessus de la zone d'intense cisaillement; d : gabbronorite mylonitisée à grains fins de pyroxènes et de plagioclases recristallisés et bien mélangés;  e: roche la plus déformée récoltée au niveau de la fracture de Kane, gabbro ultramylonitisé avec un gros plagioclase recristallisé dans une fine matrice d'amphiboles, d'ilménites et de plagioclases ⁽²⁹⁾.

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figure 20:  Microstructures des péridotites proto et mylonitisées (l'orientation du sens de cisaillement est situé en bas de la photo a) ; a : péridotite mylonitisée et altérée marquée d'une cassure comblée de talc dans une matrice de type tremolite-serpentine; b : péridotite mylonitisée et altérée à large grains de pyroxène altérés dans une matrice d'olivine rétrogradée en magnétite, serpentine et amphibole; c : péridotite mylonitisée peu altérée à pyroxènes et olivines asymétriques de manière compatibles avec le sens de cisaillement, les olivines sont dynamiquement recristallisées en une matrice à grains fins ; d: intrusion de gabbro dans une péridotite mylonitisée et son dessin d'interprétation, les agrégats de péridotites sont composés de grains fins ce qui indique une réduction significative de la taille des grains mylonitisés⁽²⁹⁾.

Passage d'un O.C.C. à l'autre

La mise en place d'O.C.C est un phénomène asymétrique cependant le fond océanique présente une relative symétrie liée à la délocalisation/relocalisation constante de la déformation dans le mur de la précédente faille de détachement ⁽⁹⁾ (fig. 21) .  La délocalisation de la déformation est liée à l'augmentation de la quantité de magma dans le mur de la faille de détachement qui va entraîner des modifications rhéologiques inhibant en quelque sorte l'exhumation. 

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figure 21. Processus tectono magmatique menant au durcissement du mur et à la délocalisation de la déformation du plan de faille vers une zone plus fragile ⁽⁹⁾.

La mise en place de ce type de fond est donc cyclique ( a -> d, fig. 22), dominé par la déformation tectonique et contrôlé par des anomalies thermiques liées à la présence de remontés asthénosphériques symétriques et découplées de la déformation cassante grâce aux niveaux de décollement du front de serpentinisation (fig. 56).

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figure 22. Cycle de délocalisation - relocalisation de la déformation ⁽⁹⁾. 

L'extension et la délamination peuvent conduire, si l'asthénosphère est rapprochée de la surface, à l'initiation d'un magmatisme actif (passage c-> e fig. 22). Cette étape va s'accompagner d'une intrusion massive de magma dans les failles normales ce qui va empêcher leur transformation en failles exhumantes car la modification rhéologique du plan de faille empêche d'atteinte d'un angle suffisant pour initier le bascule.

lien vers une activité pédagogique 

Exhumation mantellique sans O.C.C.

Au niveau des dorsales ultra-lente (S.W.I.R.^(8,16,34) et de l'extrémité de la marge Australie/Antactique⁽⁹⁾) de vastes zones (> 100 km) de plancher océanique sans corrugation ni croûte magmatique présentent un aspect lisse. Ces planchers océaniques sont très profonds notamment à cause de l'absence de magmatisme (pas de cône volcaniques visibles). Ils sont découpés de failles normales de compensation (faille de détachement) dont la direction alterne régulièrement au cours de la croissance du socle péridotitique serpentinisé afin d'accomoder la totalité de la divergence des deux plaques⁽⁴¹⁾ (fig. 37C). Les failles entrainent l'exhumation de grandes portions de manteau (> 17 km) qui s'enracinent au niveau d'un pied de mur qui subit une flexion/rotation. De rares couches volcaniques sont observées et reposent sur les fonds serpentinisées ou sur les sédiments qui les recouvrent. Ces productions volcaniques proviennent de failles normales subverticales à faible rejet qui découpent les surfaces exhumées et rigidifiées de manteau. Elles favorisent en association avec l'hydrothermalisme la serpentinisation et donc le glissement des compartiments mantelliques.

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figure 23.  Etude de la zone d'accrétion ultra lente de la S.W.I.R. ; A : carte bathymétrique de la zone, B : zoom sur les domaines des axes des coridors Est et Ouest (fines lignes blanches = transects du doc D); C : vue 3D vers l'ESt d la vallée axiale de l4est et section interprétative; D sections interprétatives de B ⁽⁴¹⁾.

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figure 24. Fonctionnement probable d'une zone d'exhumation du manteau dans une zone ultra-lente ⁽⁴¹⁾.

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