1 Introduction and geological background

Lying over the Crozet Plateau, Crozet archipelago displays two main islands to the East, Possession Island and Eastern Island, and a group of small islands 100 km to the West, Cochons Island, Apôtres Islands and Penguins Island. Mostly magmatic, the eastern group of islands present volcanic and plutonic rocks, whereas the western group is only volcanic, with sedimentary levels. The archipelago is lined by the anomalies 31 (69 Ma) to the north and 33 (80 Ma) to the south, and its age of 8.7 Ma confirms its hot-spot origin.

The Penguins Island (Fig. 1; Table 1) was explored in 1986. With 4.6 km² and a height of 340 m, it consists of a young volcano (1.06±0.25 Ma), whose main part has sunk down into the sea. It presents two main building steps, the first one with hyalocastites and fossiliferous sedimentary rocks (plagioclasic sands), 150 m thick, and the second one with volcanic breccias and lava flows, 200 m thick. The main structural features are a general dip of 15° to the ENE and a dense field of dykes N100 and N70. Several alternations of fossiliferous levels and beach levels, with ripple marks, show a progressive emersion.

2 Petrography of lavas

The lavas are usually porphyroblastic, with megacrystals of clinopyroxene, olivine, and rarely plagioclase and amphiboles. They are relatively homogeneous, evolving from picrite to tephrite, with a wide proportion of basalts and tephribasalts, both displaying amphibole-bearing and amphibole-free features. From picrite to tephrite, the olivine varies from Fo_86–84 to Fo_65–62, the clinopyronene, an AlCaMg diopside, from Wo_46–51 En_31–45 Fs_6–20 to Wo_50–52 En_27–33 Fs_16–21, and the plagioclase from An₉₂ to An₃₂, mainly with intermediate compositions (An_70–60). The amphibole is a titanokærsutite and the opaque minerals are titanomagnétite and Cr-bearing MgAl chromites. The crystallisation sequence is clearly established by the microscopic study: Cr-bearing spinel, olivine, clinopyroxne, amphibole, titanomagnetite, plagioclase, with late and rare alkali feldspath and minor X-ray-detected nepheline. A crystallisation model has been tested, using major and trace elements (Table 2, Fig. 4). With very small r² values, it confirms the previous crystallisation sequence and attests the primary character of the liquid, which produced the picrite PG38, and the fractional crystallisation process leading to basalts, tephri-basalts and tephrites.

Tableau 2

Modèle de cristallisation fractionnée avec les éléments majeurs.

Calculation model of fractional crystallisation using major elements.

Magma parent $\to$	océanite (PG38)	océanite (PG38)	téphri-basanite à
			amphibole (PG4)
Magma fils $\to$	téphri-basanite	téphri-basanite à	téphrite
	(PG8)	amphibole (PG4)	(PG58)
F	0,47	0,822	0,674
Olivine (%)	51,8	18	9,8
Clinopyroxène (%)	41,6	51	37,8
Hornblende (%)	–	–	13,8
Plagioclase (%)	–	11	21,5
Feldspath alcalin (%)	–	–	7,4
Chromite-oxydes (%)	6,6	18	9,6
Résidu au carré (r2)	0,261	0,005	0,08

3 Geochemistry

The linear trends of incompatible trace elements (Ba, Th, Zr, Nb, Y, Sr and Rb) versus La support the unique magmatic source and the crystal fractionation differentiation process. The chondritic normalised REE spectra (Fig. 2) display typical alkali OIB with La enrichments less than ×100 in picrite, ×100 in tephri-basanite and ×200 to 300 in tephrite, whereas Yb enrichment is ±10. The trace element ratios, Zr/Nb, La/Nb, Ba/Nb, Rb/Nb, K/Nb, Th/Nb, Ba/Th, Th/La, Ba/La are not consistent with a N-MORB or with a continental crust interaction, and their values correspond to the EMI et EMII fields, very distinct from the HIMU field. However, such results argue against the isotopic initial ratios (Fig. 4), which are very homogeneous, $0.70326⩽{}^{87}\mathrm{Sr}/{}^{86}\mathrm{Sr}⩽0.70332$ and $0.512920⩽{}^{143}\mathrm{Sm}/{}^{144}\mathrm{Nd}⩽0.512940$, but which plot far from the EMI and EMII reservoirs, and close to the HIMU and N-MORB ones.

4 Discussion and conclusion

L'archipel Crozet, au sud-ouest de l'Océan indien [6,7], forme la partie émergée d'un plateau sous-marin, qui s'étend vers l'ouest à la profondeur de 3000 m et supporte également les ı̂les du Prince-Édouard et Marion (Fig. 1 ; Tableau 1). Ce vaste relief sous-marin est bordé [1,19,20] par les anomalies magnétiques 31 (69 Ma) au nord et n^∘ 33 (80 Ma) au sud. L'archipel Crozet regroupe, à l'ouest, les ı̂les aux Cochons, aux Pingouins ainsi que les ı̂lots des Apôtres et, à l'est, les ı̂les de l'Est et de la Possession. Les formations magmatiques les plus anciennes de l'archipel (8,7 Ma) expriment l'activité d'un point chaud et l'origine purement océanique de ces ı̂les.

L'ı̂le aux Pingouins représente le flanc nord-est d'un volcan, dont la majeure partie a sombré en mer [5,17]. De forme étirée NW–SE, 4 km × 1,5 km, elle émerge sur 5,6 km² avec un sommet à 340 m d'altitude [10]. Elle est très accidentée et l'on y reconnaı̂t deux ensembles géologiques principaux. Le premier, à la base, d'environ 150 m d'épaisseur, est surtout constitué de hyaloclastites et présente des niveaux fossilifères riches en pectens et des plages fossilisées aux fréquents ripple marks ; il caractérise des dépôts sous-marins de faible profondeur, sédimentaires et volcaniques, ainsi que les phases d'une émersion progressive. Puissant de 200 m, l'autre ensemble constitue les reliefs et présente une alternance de brèches volcaniques et de laves basaltiques faiblement différenciées. L'ensemble stratifié présente un pendage général de l'ordre de 15° vers l'ENE, témoignant d'un basculement récent de l'ı̂le. Un champ filonien très dense, N100 et N70, recoupe toute l'ı̂le en deux et exprime des mouvements de réajustement vertical de faible amplitude. Deux âges KAr [2] obtenus sur une coulée de basalte (1,10 ± 0,4 Ma) et sur un filon (1,06 ± 0,25 Ma) témoignent de la jeunesse de cette ı̂le en cours de démantèlement.

Les coulées aphyriques et vacuolaires sont rares ; la plupart des laves sont microlitiques et porphyriques. Les phénocristaux, qui peuvent atteindre 25 % du volume des roches, sont essentiellement représentés par le clinopyroxène et l'olivine, plus rarement par le plagioclase et l'amphibole. Les mésostases microlitiques possèdent plagioclase, clinopyroxène et oxydes métalliques, l'olivine n'y apparaissant que dans les roches les plus basiques. La fluidalité magmatique est particulièrement bien exprimée dans les faciès les plus différenciés. Chlorite, calcite, iddingsite et de rares cristaux de quartz néoformés expriment l'altération hydrothermale.

Les coulées et les filons forment un ensemble homogène peu évolué, allant des picrites aux téphrites, avec une majorité de basanites [12]. Dans les picrites, les phénocristaux d'olivine et de clinopyroxène sont abondants. L'olivine peut contenir des inclusions de spinelle chromifère et être incluse dans le clinopyroxène. La mésostase, sans spinelle chromifère, présente du clinopyroxène, de l'olivine et du plagioclase. Les basanites et les téphrites–basaltes peuvent contenir ou non de l'amphibole. Les types sans amphibole possèdent des phénocristaux de clinopyroxène et d'olivine, qui présentent quelques signes d'instabilité. Leur mésostase est riche en microlites de plagioclase, associés à de l'olivine, du clinopyroxène et des minéraux opaques. Dans le second type, l'amphibole apparaı̂t, avec le clinopyroxène, en phénocristaux ; elle est souvent oxydée en périphérie. L'olivine n'existe qu'en inclusion dans le clinopyroxène ou dans l'amphibole. Le plagioclase, qui apparaı̂t aussi en phénocristaux, constitue la phase majeure de la mésostase. Les téphrites sont généralement porphyriques, avec un clinopyroxène zoné. L'amphibole devient rare, généralement remplacée par des agrégats d'oxydes ferro-titanés. La mésostase, riche en microlites orientés de plagioclase, possède du feldspath alcalin. L'apatite aciculaire est abondante, souvent incluse dans le plagioclase.

Dans cette série volcanique peu différenciée, l'olivine évolue de Fo_86–84 (picrites) à Fo_65–62 (téphrites), avec une augmentation sensible en Ca et Mn à mesure de l'enrichissement en fer, conformément au fractionnement magmatique et à la baisse de température [21]. Le clinopyroxène évolue peu, de Wo_46–51 En_31–45 Fs_6–20 dans les picrites, à Wo_50–52 En_27–33 Fs_16–21 dans les téphrites. C'est un diopside alumineux (Al>8 %), calcique et magnésien [15], riche en Ti (>1 %) et légèrement chromifère (0,01 < Cr₂O₃ <1,31 %). La présence de Na en proportion non négligeable (Na₂O>0,5 %) s'explique par le fractionnement retardé de cet élément, dû à la cristallisation tardive du plagioclase cristallisé. Le clinopyroxène présente deux types de zonation, avec un cœ ur plus riche en Mg, Fe, Al et Ti pour l'un, et plus riche en Ca et Cr pour l'autre, qui présente donc une plus forte proportion de molécules de wollastonite. Le plagioclase évolue depuis An₉₂, dans les picrites, à An₃₂, dans les téphrites, avec une forte représentation des compositions labradoritiques An_70–60. Les compositions les plus sodiques sont caractérisées par l'abondance du fer (Fe₂O₃ > K₂O), qui reflète la substitution Al³⁺→Fe³⁺, et par de fréquents zonages inverses, au cœur plus sodique que la périphérie. L'amphibole est une titanokæ rsutite (Ca > 1,34, Ti > 0,5 wt % [11]), qui présente des substitutions Mg²⁺↔Fe²⁺ ou R²⁺, Ti^VI, Al^IV ↔ Al^VISi^IV et (Na + K)_AAl_tot ↔ Al^IVSi (édénitique), et Ti⁴⁺Al_tot ↔ R²⁺+2 Si (tschermakitique). Les oxydes métalliques sont des titanomagnétites et des spinelles chromifères, MgAl chromites [9].

La séquence de cristallisation est clairement établie. Le spinelle chromifère apparaı̂t le premier, suivi de l'olivine, puis du clinopyroxène. L'amphibole représente une étape intermédiaire, liée à l'augmentation relative en H₂O provoquée par la cristallisation des minéraux anhydres. La titanomagnétite correspond à la phase d'oxydation de l'amphibole. Le plagioclase apparaı̂t tardivement et le feldspath alcalin est le dernier minéral à se former.

Le volcanisme de l'ı̂le aux Pingouins constitue un ensemble peu différencié (42,07 ⩽ SiO₂ ⩽ 48,63), dont l'évolution est cependant soulignée par la diminution de l'indice magnésien, Mg^∗ = MgO/(MgO + FeO), qui évolue de 1,24 dans les picrites à 0,21 dans les téphrites. Il s'agit d'une série sous-saturée en silice (3 ⩽ Ne_CIPWnorm ⩽ 15) et sodique (Na₂O/K₂O ⩾ 1,88).

Nous avons évalué le rôle de l'altération post-magmatique dans les différents échantillons analysés en utilisant les rapports K/Nb, Rb/Nb et Ba/Rb, qui sont théoriquement constants dans une même série magmatique, et respectivement de 257, 0,67 et 12,8 dans le cas de l'ı̂le aux Pingouins. Quelques coulées seulement ont dû être altérées, puisque seulement deux échantillons (PG28 et PG47) s'éloignent des rapports de référence, avec K/Nd = 143, soit une perte de l'ordre de 43 % en K, Rb/Nb = 0,3, soit une perte de 57 % en Rb, confirmée par l'évolution du rapport Ba/Rb = 34,5, qui traduit une perte de Rb de l'ordre de 63 %. La pollution marine, quant à elle, n'a été mise en évidence que sur un échantillon, une océanite filonienne PG39, dont le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,7046 s'éloigne considérablement de celui des autres roches (0,703 26 à 0,703 32) pour un rapport ¹⁴³Sm/¹⁴⁴Nd = 0,512 92, très comparable à ceux de la série (0,512 92 à 0,512 94). L'introduction d'eau de mer (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,709 21 à 0,709 24 et ¹⁴³Sm/¹⁴⁴Nd = 0,512 45, [4]) a pour effet d'augmenter considérablement le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de la roche affectée, sans influencer le rapport ¹⁴³Sm/¹⁴⁴Nd.

Le cogénétisme et le fractionnement de cet ensemble magmatique est traduit par la linéarité des évolutions des éléments traces incompatibles (Ba, Th, Zr, Nb, Y, Sr et Rb) par rapport au La. Les REE (Fig. 2) présentent un spectre typique d'OIB alcalins, avec des enrichissements en La par rapport aux valeurs chondritiques, supérieurs à 100 fois dans les océanites et les téphri-basanites et à 200 et 300 fois dans les téphrites, tandis que l'enrichissement en Yb varie peu au-dessus d'un facteur 10. La roche la moins évoluée est une océanite picritique (PG 38) dont les concentrations en terres rares offrent un spectre tout à fait parallèle aux autres, mais dont les valeurs d'enrichissement sont les plus basses, inférieures à 100 pour le La et à 10 pour Yb. La composition de cette roche, majeurs et traces, confirme son faible degré de différenciation et présente des caractères de magma primaire (Ni et Mg élevés, pauvreté en REE, olivines primaires très magnésiennes, Fo₈₆). Nous l'avons considérée comme magma parent pour tester le rôle de la cristallisation fractionnée [14].

Les très basses valeurs de r² (Tableau 2) attestent la fiabilité de cette modélisation qui, en conformité avec les observations optiques, indique une cristallisation précoce de la chromite, de l'olivine et du clinopyroxène, puis celles du plagioclase et de la titanomagnétite, et enfin celles de l'amphibole et du feldspath alcalin. La modélisation a été appliquée aux éléments en traces à partir de l'équation de Rayleigh. Les concentrations en éléments en traces, REE incluses, mesurées dans les échantillons pris en référence et calculées dans notre modélisation ont été reportées sur la Fig. 3. Les écarts sont insignifiants, ce qui valide le caractère primaire du liquide qui a produit l'océanite PG38, ainsi que le processus de différenciation fractionnée qui a conduit aux téphri-basanites et aux téphrites.

Cette suite volcanique qui présente les caractéristiques pétrographiques de basaltes océaniques intraplaques (OIB) nous amène à nous interroger sur les rôles respectifs des sources : N-MORB, magma mantellique juvénile, HIMU, influencée par le recyclage de croûte océanique subductée dans le manteau, EMI, influencée par l'incorporation de faibles proportions de sédiments pélagiques, et EMII, influencée par l'incorporation de faibles proportions de sédiments terrigènes. Les rapports isotopiques initiaux, très homogènes ($0,7032⩽{}^{87}\mathrm{Sr}/{}^{86}\mathrm{Sr}⩽0,7036$ et $0,51292⩽{}^{143}\mathrm{Nd}/{}^{144}\mathrm{Nd}⩽0,51294)$, sont proches de ceux qui caractérisent les sources N-MORB et HIMU et éloignés des sources EMI et EMII (Fig. 4). Leur position intermédiaire peut refléter des mélanges de type N-MORB + EMI ou EMII et de type N-MORB + HIMU. Cependant, les valeurs des rapports Zr/Nb, La/Nb, Ba/Nb, Rb/Nb, K/Nb, Th/Nb, Ba/Th, Th/La, Ba/La sont très différentes de celles N-MORB et infirment cette affiliation. Elles se distinguent aussi des valeurs de la source HIMU et sont en revanche très comparables à celles des sources EMI et EMII. Les isotopes radiogéniques et la géochimie des traces et terres rares apportent donc des informations paradoxales, qui ne permettent pas de conclure rigoureusement. La question de la nature de la source reste donc soulevée. Elle pourrait être approfondie dans un cadre plus général, qui inclurait, d'une part, le volcanisme de l'ı̂le Marion et de l'ı̂le de La Réunion [8], auxquelles l'ı̂le aux Pingouins s'apparente isotopiquement, et, d'autre part, les autres ı̂les de l'archipel Crozet, ı̂le de la Possession et ı̂le de l'Est [22], qui ont des caractères isotopiques différents.

L'ı̂le aux Pingouins témoigne d'une des dernières manifestations (±1 Ma) d'un point chaud qui fonctionnerait depuis 140 Ma et qui aurait produit les traps de Rajmahal et le relief de la ride océanique du 85°E [3,18]. Cependant, la trace de ce panache, qui disparaı̂t entre 70 et 50 Ma, conduit [16] à proposer un autre point chaud qui, sur la base de reconstitutions géodynamiques, se situerait actuellement sous l'ı̂le Conrad (53°4 S, 48°4 E), c'est-à-dire très loin de Crozet vers le sud-sud-est. Dans ce cas, le volcanisme des Crozet correspondrait, soit à la queue de ce panache, soit à l'étalement de l'anomalie thermique qu'il génère sous la lithosphère océanique. Nous avons pu préciser les caractères de la source. Les données isotopiques permettent d'écarter définitivement l'éventuel rôle d'une composante lithosphérique continentale que la position symétrique de Madagascar par rapport à la dorsale ouest-indienne permettait d'envisager. De même, une éventuelle contamination des magmas de l'archipel Crozet par les liquides tholéiitiques et alcalins de Madagascar est très improbable. Par ailleurs, les laves de l'ı̂le aux Pingouins occupent un champ isotopique ε_Nd–ε_Sr bien différent de celui que définissent les laves de l'ı̂le de la Possession et de l'ı̂le de l'Est [22], du même archipel, mais plus à l'est. Elles sont clairement de type OIB ; leur source apparaı̂t hybride, puisque les éléments traces l'associent aux réservoirs EMI et/ou EMII, tandis que les rapports isotopiques initiaux la rapprochent au contraire du réservoir HIMU, la jumelant à la source de l'ı̂le Marion. Ces données traduisent l'hétérogénéité du manteau de cette partie de l'océan Indien, au sud de la SWIR, comme cela a d'ailleurs déjà été souligné pour les ı̂les Kerguelen, également localisées dans le Sud de l'océan Indien, mais, quant à elles, sous l'influence de la dynamique de la SEIR [13].

Les données géochimiques peuvent être obtenues auprès premier auteur (giret@univ-st-etienne.fr).