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Serpentinisation

formation de serpentinite par hydratation et transformation métamorphique de l'olivine avec production d'hydrogène

La serpentinisation est une hydratation et une transformation métamorphique de minéraux ferromagnésiens, tels que l'olivine et le pyroxène, dans des roches mafiques et ultramafiques, qui produit de la serpentinite[1]. Les minéraux formés par serpentinisation comprennent les minéraux du groupe de la serpentine (antigorite, lizardite, chrysotile), la brucite, le talc, les alliages Nickel-Fer et la magnétite[1],[2]. L'altération minérale est particulièrement importante sur le fond marin aux limites des plaques tectoniques[3],[1].

Serpentinite partiellement composée de chrysotile, en Slovaquie.

Formation et pétrologie

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La serpentinisation est une forme de métamorphisme à basse température (0 à ~ 600 °C) des minéraux ferromagnésiens dans les roches mafiques et ultramafiques[4], telles que la dunite, la harzburgite ou la lherzolite . Ce sont des roches pauvres en silice et composées majoritairement d'olivine ((Mg2+,Fe2+)2SiO4), de pyroxène (XY(Si,Al)2O6) et de chromite (à peu près : FeCr2O4). La serpentinisation est due en grande partie à l'hydratation et à l'oxydation de l'olivine et du pyroxène en minéraux du groupe de la serpentine (antigorite, lizardite et chrysotile), à la brucite (Mg(OH)2), du talc (Mg3Si4O10(OH)2) et de la magnétite (Fe3O4)[2]. Dans les conditions chimiques inhabituelles accompagnant la serpentinisation, l'eau est l'agent oxydant et est elle-même réduite en hydrogène H2. Cela conduit à d'autres réactions qui produisent des éléments minéraux rares du groupe du fer, tels que l'awaruite (Ni3Fe) et fer natif, méthane et autres composés d'hydrocarbures, et le sulfure d'hydrogène[1],[5].

Lors de la serpentinisation, de grandes quantités d'eau sont absorbées dans la roche, augmentant le volume, réduisant la densité et détruisant la structure d'origine[6]. La densité passe de 3,3 à 2,5 g/cm3 avec une augmentation simultanée du volume de l'ordre de 30 à 40 %[7]. La réaction est hautement exothermique, libérant jusqu'à 40 kilojoules (9,5 kcal)par mole d'eau réagissant avec la roche, et la température de la roche peut être augmentée d'environ 260 °C[8],[9] fournissant une source d'énergie pour la formation d' évents hydrothermaux non volcaniques[10]. L'hydrogène, le méthane et le sulfure d'hydrogène produits lors de la serpentinisation sont libérés au niveau de ces évents et fournissent des sources d'énergie pour les micro-organismes chimiotrophes des grands fonds[8],[9].

Formation de minéraux de serpentine

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L'olivine est une solution solide de forstérite, le pôle magnésien de la série (Mg2+,Fe2+)2SiO4, et la fayalite, le pôle ferreux — la forstérite constituant généralement environ 90 % de l'olivine dans les roches ultramafiques[11]. La serpentine peut se former à partir de l'olivine via plusieurs réactions :

Forstérite3 Mg2SiO4 + dioxyde de siliciumSiO2 + 4 H2O → serpentine2 Mg3Si2O5(OH)4

 

 

 

 

(Réaction 1a)

Forstérite2 Mg2SiO4 + eau3 H2O → serpentineMg3Si2O5(OH)4 + bruciteMg(OH)2

 

 

 

 

(Réaction 1b)

La réaction 1a lie étroitement la silice, abaissant son activité chimique aux valeurs les plus basses observées dans les roches communes de la croûte terrestre[12]. La serpentinisation se poursuit ensuite en raison de l'hydratation de l'olivine et donne de la serpentine et de la brucite (réaction 1b)[13]. Le mélange de brucite et de serpentine généré par la réaction 1b présente l'activité silicique la plus faible dans la serpentinite, de sorte que la phase brucite est très importante pour comprendre la serpentinisation[12]. Cependant, la brucite est souvent mélangée à la serpentine, de sorte qu'elle est difficile à identifier, sauf par cristallographie aux rayons X, et elle est aisément altérée dans les conditions d'érosion de la surface[14]. La même suite de réactions existe avec des minéraux du groupe pyroxène :

Enstatite3 MgSiO3 + Dioxyde de siliciumSiO2 + H2O → talcMg3Si4O10(OH)2

 

 

 

 

(Réaction 2a)

Enstatite6 MgSiO3 + 3 H2O → serpentineMg3Si2O5(OH)4 + talcMg3Si4O10(OH)2

 

 

 

 

(Réaction 2b)

La réaction 2a stoppe rapidement quand la silice (dioxyde de silicium, SiO2) devient indisponible, la réaction 2b prend alors le relais[15]. Lorsque l'olivine est abondante, l'activité de la silice chute suffisamment pour que le talc commence à réagir avec l'olivine :

Forstérite6 Mg2SiO4 + talcMg3Si4O10(OH)2 + eau9 H2O → serpentine5 Mg3Si2O5(OH)4

 

 

 

 

(Réaction 3)

Cette réaction nécessite des températures élevées, plus que celles auxquelles la brucite se forme[14].

La minéralogie résultante dépend à la fois de la composition des roches et des fluides, de la température et de la pression. L'antigorite peut se former dans des réactions à des températures au-delà de 600 °C au cours du métamorphisme, et demeure le minéral du groupe de la serpentine stable aux températures les plus élevées. La lézardite et le chrysotile, quant à elles, peuvent se former à de basses températures très près de la surface de l'écorce terrestre[16].

Décomposition du diopside et formation de rodingites

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Les roches ultramafiques contiennent souvent du pyroxène (diopside) riche en calcium. Il se décompose selon la réaction :

Diopside3 CaMgSi2O6 + 6 H+ → serpentineMg3Si2O5(OH)4 + 3 Ca2+ + H2O + dioxyde de silicium4 SiO2

 

 

 

 

(Réaction 4)

Le résultat élève à la fois le pH, souvent à des valeurs très élevées, et la teneur en calcium des fluides impliqués dans la serpentinisation. Ces liquides, très réactifs, peuvent transporter du calcium et d'autres éléments dans les roches mafiques environnantes dans lesquelles ils peuvent créer des zones de réaction métasomatiques enrichies en calcium et appauvries en silice, nommées Rodingite (en)s[17].

Formation de magnétite et d'hydrogène

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Dans la plupart des roches crustales, l'activité chimique de l'oxygène est empêchée de chuter à des valeurs très basses par le tampon fayalite-magnétite-quartz (FMQ)[18]. La très faible activité chimique de la silice pendant la serpentinisation élimine ce tampon, permettant à la serpentinisation de produire des conditions hautement réductrices[12]. Dans ces conditions, l'eau est capable d'oxyder les ions ferreux (Fe2+) dans la fayalite. Le procédé est intéressant car il génère de l'hydrogène gazeux[1],[19],[20] :

Fayalite3 Fe2SiO4 + eau2 H2O → magnétite2 Fe3O4 + dioxyde de silicium3 SiO2 + hydrogen2 H2

 

 

 

 

(Réaction 5)

Cependant, des études sur les serpentinites suggèrent que les minéraux de fer sont d'abord convertis en brucite ferreuse, c'est-à-dire en brucite contenant du Fe(OH)2[21], subissant ensuite la réaction de Schikorr dans les conditions anaérobies de serpentinisation[22],[23] :

hydroxyde de fer6 Fe(OH)2 → magnétite2 Fe3O4 + eau4 H2O + hydrogène2 H2

 

 

 

 

(Réaction 6)

Les conditions de réduction maximales et le taux maximal de production d'hydrogène se produisent lorsque la température de serpentinisation est comprise entre 200 et 350 °C[24] et lorsque les fluides sont sous-saturés en carbonate[1]. Si la roche ultramafique d'origine, le protolithe, est de la péridotite, qui est riche en olivine, une quantité considérable de magnétite et d'hydrogène se forme. Lorsque le protolithe est de la pyroxénite, qui contient plus de pyroxène que d'olivine, du talc riche en fer est produit sans magnétite, accompagné d'une production d'hydrogène modeste. L'infiltration de liquides contenant de la silice pendant la serpentinisation peut empêcher à la fois la formation de brucite et la production ultérieure d'hydrogène[25].

La chromite présente dans le protolithe sera altérée en magnétite riche en chrome à des températures de serpentinisation plus basses. À des températures plus élevées, elle sera changée en chromite riche en fer (ferrit-chromite)[26]. Au cours de la serpentinisation, la roche s'enrichit en chlore, bore, fluor et soufre. Le soufre sera réduit en sulfure d'hydrogène et en minéraux sulfurés, parallèlement à l'incorporation de quantités importantes de cet élément dans les minéraux de serpentine, et certains pourront plus tard être réoxydés en minéraux sulfatés, comme l'anhydrite[27]. Les sulfures produits sont riches en nickel, comme la mackinawite[28].

Méthane et autres hydrocarbures

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À une température de 300 °C et une pression de 500 bars, l'olivine « se serpentinise » avec dégagement d'hydrogène gazeux, ce qui est confirmé par des expériences en laboratoire. De plus, du méthane et des hydrocarbures complexes se forment par réduction du dioxyde de carbone. Le processus peut être catalysé par la magnétite formée lors de la serpentinisation[5]. La réaction 7 fait partie des chaînes de réaction possibles[22] :

forstérite18 Mg2SiO4 + fayalite6 Fe2SiO4 + 26 H2O + CO2 → serpentine12 Mg3Si2O5(OH)4 + magnétite4 Fe3O4 + méthaneCH4

 

 

 

 

(Réaction 7)

Métamorphisme à haute pression et température

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La lizardite et le chrysotile sont stables à basse température et basse pression, tandis que l'antigorite l'est à des températures et pressions plus élevées[29]. Sa présence dans une serpentinite indique soit que la serpentinisation a eu lieu à une pression et à une température inhabituellement élevées, soit que la roche a subi un métamorphisme de plus haut degré après la le processus de serpentinisation[2].

L'infiltration de fluides contenant du CO2 dans la serpentinite provoque une altération caractéristique du carbonate de talc[30]. La brucite se transforme rapidement en magnésite et les minéraux de la serpentine — autres que l'antigorite — forment du talc. La présence de pseudomorphes des minéraux de serpentinite d'origine montre que cette altération a lieu après la serpentinisation[2].

La serpentinite peut contenir de la chlorite (un minéral phyllosilicate), de la trémolite (Ca2(Mg5,0-4,5Fe2+0,0-0,5 )Si8O22(OH)2) et de l'olivine métamorphique et du diopside (pyroxène riche en calcium). Cela indique que la serpentinite a subi un métamorphisme plus intense, atteignant le faciès supérieur métamorphique des schistes verts ou des amphibolites[2].

Au-dessus d'environ 450 °C, l'antigorite commence à se dégrader. Ainsi, la serpentinite n'existe pas aux faciès métamorphiques supérieurs[31].

Production extraterrestre de méthane par serpentinisation

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La présence de traces de méthane dans l'atmosphère de Mars a été supposée être une preuve possible de la vie sur Mars car le méthane est produit principalement par activité bactérienne. La serpentinisation a été proposée comme source non biologique alternative pour les traces de méthane observées[32],[33]. En 2022, il a été rapporté que l'examen microscopique de la météorite martienne ALH 84001 montre qu'en effet la matière organique qu'elle contient a été formée par serpentinisation, et non par des processus vitaux[34],[35].

À partir des données des survols de la sonde Cassini obtenus en 2010-2012, les chercheurs ont pu émettre l'hypothèse que la lune de Saturne Encelade possède un océan d'eau liquide sous sa surface gelée. Le modèle suggère que l'océan sur Encelade a un pH alcalin de 11–12[36]. Ce pH élevé est interprété comme une conséquence-clé de la serpentinisation de la roche chondritique, conduisant à la génération de H2, une source géochimique d'énergie qui peut soutenir à la fois la synthèse abiotique et biologique de molécules organiques[36],[37].

Environnement de formation

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Ophiolite du parc national du Gros-Morne, Terre-Neuve. Les ophiolites ont typiquement un composant serpentinite.

La serpentinisation survient sur les dorsales médio-océaniques, dans le manteau avant-arc des zones de subduction, dans des volumes d'ophiolites et dans les intrusions ultramafiques[1],[3].

Dorsales médio-océaniques

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Les conditions sont très favorables à la serpentinisation sur les dorsales médio-océaniques à propagation lente à ultra-lente[7]. Dans ces zones, le taux d'extension de la croûte est élevé par rapport au volume de magmatisme, amenant la roche du manteau ultramafique très près de la surface et où l'eau de mer peut s'infiltrer grâce à la fracturation de la roche[10].

La serpentinisation au niveau des dorsales médio-océaniques à propagation lente peut amener la discontinuité sismique de Mohorovičić (moho) à se placer sur le front de serpentinisation, plutôt qu'à la base de la croûte terrestre comme dans les critères pétrologiques normaux[7],[38]. Le massif de Lanzo des Alpes italiennes montre un front de serpentinisation pointu qui pourrait être une relique de moho sismique[39].

Zones de subduction

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Manteau de l'avant-arc

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La serpentinisation est un phénomène majeur dans les zones de subduction agissant fortement sur le cycle de l'eau et la géodynamique d'une zone de subduction[40]. La roche du manteau y est refroidie par la dalle de subduction à des températures auxquelles la serpentinite est stable, et les fluides sont libérés de la dalle de subduction en grandes quantités dans la roche du manteau ultramafique[40]. La preuve directe que la serpentinisation a lieu dans l'arc insulaire des îles Mariannes est fournie par l'activité des volcans de boue de serpentinite. Des xénolithes de harzburgite et moins fréquemment de dunite sont parfois projetés dans les éruptions des volcans de boue, apportant des informations sur la nature du protolithe[41].

Parce que la serpentinisation abaisse la densité de la roche d'origine, elle peut conduire à un soulèvement ou à une exhumation de serpentinites à la surface. Un gisement est devenu visible à Presidio de San Francisco en Californie après l'arrêt de la subduction[42].

La roche ultramafique serpentinisée se retrouve dans de nombreuses ophiolites, qui sont des fragments de lithosphère océanique poussés sur les continents, par le processus appelé obduction[43]. Elles se composent généralement d'une couche de harzburgite serpentinisée (parfois appelée péridotite alpine dans les écrits plus anciens), d'une couche de diabases et de basaltes coussinés hydrothermiquement modifiés, et d'une couche de sédiments d'eau profonde contenant des rubans radiolaire de chaille[44].

Hydratation du manteau de l'avant-arc due à l'eau expulsée de la partie la plus profonde de la plaque de subduction. Adapté de Hyndman et Peacock (2003)

Conséquences

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Limitation de la profondeur du tremblement de terre

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L'étude des ondes sismiques peut détecter la présence de grands corps de serpentinite dans la croûte et le manteau supérieur, car la serpentinisation a un impact énorme sur la vitesse des ondes de cisaillement. Un degré plus élevé de ce phénomène entraînera une vitesse d'onde de cisaillement plus faible et un coefficient de Poisson plus élevé[45]. Les mesures sismiques confirment que la serpentinisation est omniprésente dans les manteaux des avant-arcs[41]. La serpentinisation peut produire un moho inversé, dans lequel la vitesse sismique inattendument diminue brusquement en traversant la limite croûte-manteau. La serpentinite étant hautement déformable, elle génère une zone asismique dans l'avant-arc, au niveau de laquelle les serpentinites glissent à une vitesse de plaque stable. Leur présence peut limiter la profondeur maximale des tremblements de terre de mégathrust car elles empêchent les ruptures de manteau d'avant-arc[45].

Notes et références

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  1. ↑ a b c d e f et g (en) N.G. Holm, C. Oze, O. Mousis et J.H. Waite, « Serpentinization and the Formation of H2 and CH4 on Celestial Bodies (Planets, Moons, Comets) », Astrobiology, vol. 15, no 7,‎ , p. 587–600 (ISSN 1531-1074, PMID 26154779, PMCID 4523005, DOI 10.1089/ast.2014.1188, Bibcode 2015AsBio..15..587H)
  2. ↑ a b c d et e (en) Judith B. Moody, « Serpentinization: a review », Lithos, vol. 9, no 2,‎ , p. 125–138 (DOI 10.1016/0024-4937(76)90030-X, Bibcode 1976Litho...9..125M)
  3. ↑ a et b (en) « Serpentine definition », Dictionary of Geology (consulté le )
  4. ↑ (en) Bernard W. Evans, « The Serpentinite Multisystem Revisited: Chrysotile Is Metastable », International Geology Review, vol. 46, no 6,‎ , p. 479–506 (ISSN 0020-6814, DOI 10.2747/0020-6814.46.6.479, Bibcode 2004IGRv...46..479E, S2CID 98271088, lire en ligne)
  5. ↑ a et b (en) Michael E. Berndt, Douglas E. Allen et William E. Seyfried, « Reduction of CO2 during serpentinization of olivine at 300 °C and 500 bar », Geology, vol. 24, no 4,‎ , p. 351–354 (DOI 10.1130/0091-7613(1996)024<0351:ROCDSO>2.3.CO;2, Bibcode 1996Geo....24..351B)
  6. ↑ Moody 1976, p. 128-129.
  7. ↑ a b et c (en) Catherine Mével, « Serpentinization of abyssal peridotites at mid-ocean ridges », Comptes Rendus Geoscience, vol. 335, nos 10–11,‎ , p. 825–852 (DOI 10.1016/j.crte.2003.08.006, Bibcode 2003CRGeo.335..825M)
  8. ↑ a et b (en) « Lost City Expedition: Serpentinization », sur www.lostcity.washington.edu (consulté le )
  9. ↑ a et b (en) Gretchen L. Früh-Green, James A.D. Connolly, Alessio Plas et Deborah S. Kelley, « Serpentinization of oceanic peridotites: Implications for geochemical cycles and biological activity », Geophysical Monograph Series, vol. 144,‎ , p. 119–136 (ISBN 0-87590-409-2, DOI 10.1029/144GM08, Bibcode 2004GMS...144..119F)
  10. ↑ a et b (en) R. P. Lowell, « Seafloor hydrothermal systems driven by the serpentinization of peridotite », Geophysical Research Letters, vol. 29, no 11,‎ , p. 1531 (DOI 10.1029/2001GL014411, Bibcode 2002GeoRL..29.1531L)
  11. ↑ (en) Jonathan E. Snow et Henry J.B. Dick, « Pervasive magnesium loss by marine weathering of peridotite », Geochimica et Cosmochimica Acta, vol. 59, no 20,‎ , p. 4219–4235 (DOI 10.1016/0016-7037(95)00239-V, Bibcode 1995GeCoA..59.4219S)
  12. ↑ a b et c (en) B. R. Frost et J. S. Beard, « On Silica Activity and Serpentinization », Journal of Petrology, vol. 48, no 7,‎ , p. 1351–1368 (DOI 10.1093/petrology/egm021, lire en ligne)
  13. ↑ (en) Robert G. Coleman, Ophiolites, Springer-Verlag, , 100–101 p. (ISBN 978-3540082767)
  14. ↑ a et b Moody 1976, p. 127.
  15. ↑ Frost et Beard 2007, p. 1355.
  16. ↑ Moody 1976, p. 125, 127, 131.
  17. ↑ Frost et Beard 2007, p. 1360-1362.
  18. ↑ Moody 1976, p. 129.
  19. ↑ (en) « Methane and hydrogen formation from rocks – Energy sources for life » (consulté le )
  20. ↑ (en) N.H. Sleep et A. Meibom, Th. Fridriksson, R.G. Coleman, D.K. Bird, « H2-rich fluids from serpentinization: Geochemical and biotic implications », Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, vol. 101, no 35,‎ , p. 12818–12823 (PMID 15326313, PMCID 516479, DOI 10.1073/pnas.0405289101, Bibcode 2004PNAS..10112818S)
  21. ↑ (en) Wolfgang Bach, Holger Paulick, Carlos J. Garrido et Benoit Ildefonse, « Unraveling the sequence of serpentinization reactions: petrography, mineral chemistry, and petrophysics of serpentinites from MAR 15°N (ODP Leg 209, Site 1274) », Geophysical Research Letters, vol. 33, no 13,‎ , p. L13306 (DOI 10.1029/2006GL025681, Bibcode 2006GeoRL..3313306B, hdl 1912/3324, S2CID 55802656)
  22. ↑ a et b (en) M. J. Russell, A. J. Hall et W. Martin, « Serpentinization as a source of energy at the origin of life », Geobiology, vol. 8, no 5,‎ , p. 355–371 (PMID 20572872, DOI 10.1111/j.1472-4669.2010.00249.x, S2CID 41118603)
  23. ↑ (en) M. O. Schrenk, W. J. Brazelton et S. Q. Lang, « Serpentinization, Carbon, and Deep Life », Reviews in Mineralogy and Geochemistry, vol. 75, no 1,‎ , p. 575–606 (DOI 10.2138/rmg.2013.75.18, Bibcode 2013RvMG...75..575S)
  24. ↑ (en) Thomas M. McCollom et Wolfgang Bach, « Thermodynamic constraints on hydrogen generation during serpentinization of ultramafic rocks », Geochimica et Cosmochimica Acta, vol. 73, no 3,‎ , p. 856–875 (DOI 10.1016/j.gca.2008.10.032, Bibcode 2009GeCoA..73..856M)
  25. ↑ (en) Frieder Klein, Wolfgang Bach et Thomas M. McCollom, « Compositional controls on hydrogen generation during serpentinization of ultramafic rocks », Lithos, vol. 178,‎ , p. 55–69 (DOI 10.1016/j.lithos.2013.03.008, Bibcode 2013Litho.178...55K)
  26. ↑ Moody 1967, p. 128.
  27. ↑ (en) Baptiste Debret, Muriel Andreani, Adélie Delacour et Stéphane Rouméjon, « Assessing sulfur redox state and distribution in abyssal serpentinites using XANES spectroscopy », Earth and Planetary Science Letters, vol. 466,‎ , p. 1–11 (ISSN 0012-821X, DOI 10.1016/j.epsl.2017.02.029, Bibcode 2017E&PSL.466....1D, lire en ligne)
  28. ↑ (en) Adélie Delacour, Früh-Green et Stefano M. Bernasconi, « Sulfur mineralogy and geochemistry of serpentinites and gabbros of the Atlantis Massif (IODP Site U1309) », Geochimica et Cosmochimica Acta, vol. 72, no 20,‎ , p. 5111–5127 (DOI 10.1016/j.gca.2008.07.018, Bibcode 2008GeCoA..72.5111D)
  29. ↑ (en) Bernard W. Evans, « The Serpentinite Multisystem Revisited: Chrysotile Is Metastable », International Geology Review, vol. 46, no 6,‎ , p. 479–506 (ISSN 0020-6814, DOI 10.2747/0020-6814.46.6.479, Bibcode 2004IGRv...46..479E, S2CID 98271088)
  30. ↑ (en) A. J. Naldrett, « Tale-Carbonate Alteration of some Serpentinized Ultramafic Rocks south of Timmins, Ontario », Journal of Petrology, vol. 7, no 3,‎ , p. 489–499 (DOI 10.1093/petrology/7.3.489)
  31. ↑ (en) Gretchen L. Früh-Green, James A.D. Connolly, Alessio Plas et Deborah S. Kelley, « Serpentinization of oceanic peridotites: Implications for geochemical cycles and biological activity », Geophysical Monograph Series, vol. 144,‎ , p. 119–136 (ISBN 0-87590-409-2, DOI 10.1029/144GM08, Bibcode 2004GMS...144..119F)
  32. ↑ (en) Martin Baucom, « Life on Mars? », American Scientist, vol. 94, no 2,‎ march–april 2006, p. 119–120 (DOI 10.1511/2006.58.119, JSTOR 27858733)
  33. ↑ (en) ESA, « The methane mystery », European Space Agency (consulté le )
  34. ↑ (en) Leah Crane, « Mars: Organic compounds were made by water interacting with rocks », New Scientist,‎ (lire en ligne)
  35. ↑ (en) Andrew Steele, « Organic synthesis associated with serpentinization and carbonation on early Mars », Science, vol. 375, no 6577,‎ , p. 172–177 (PMID 35025630, DOI 10.1126/science.abg7905, Bibcode 2022Sci...375..172S, S2CID 245933224)
  36. ↑ a et b (en) Christopher R. Glein, John A. Baross et Hunter Waite, « The pH of Enceladus' ocean », Geochimica et Cosmochimica Acta, vol. 162,‎ , p. 202–219 (DOI 10.1016/j.gca.2015.04.017, Bibcode 2015GeCoA.162..202G, arXiv 1502.01946, S2CID 119262254)
  37. ↑ Mike Wall, « Ocean on Saturn Moon Enceladus May Have Potential Energy Source to Support Life », Space.com,‎ (lire en ligne, consulté le )
  38. ↑ (en) T. A. Minshull, M. R. Muller, C. J. Robinson et R. S. White, « Is the oceanic Moho a serpentinization front? », Geological Society, London, Special Publications, vol. 148, no 1,‎ , p. 71–80 (DOI 10.1144/GSL.SP.1998.148.01.05, Bibcode 1998GSLSP.148...71M, S2CID 128410328)
  39. ↑ (en) B. Debret, C. Nicollet, M. Andreani et S. Schwartz, « Three steps of serpentinization in an eclogitized oceanic serpentinization front (Lanzo Massif - Western Alps): ECLOGITIZED SERPENTINIZATION FRONT (LANZO) », Journal of Metamorphic Geology, vol. 31, no 2,‎ , p. 165–186 (DOI 10.1111/jmg.12008, S2CID 140540631)
  40. ↑ a et b (en) Shaohong Xia, Jinlong Sun et Haibo Huang, « Degree of serpentinization in the forearc mantle wedge of Kyushu subduction zone », International Geophysical Conference, Qingdao, China, 17-20 April 2017, Society of Exploration Geophysicists and Chinese Petroleum Society,‎ , p. 941–943 (DOI 10.1190/igc2017-238, lire en ligne)
  41. ↑ a et b (en) Roy D Hyndman et Simon M Peacock, « Serpentinization of the forearc mantle », Earth and Planetary Science Letters, vol. 212, nos 3–4,‎ , p. 417–432 (DOI 10.1016/S0012-821X(03)00263-2, Bibcode 2003E&PSL.212..417H)
  42. ↑ (en) « Serpentinite », Presidio of San Francisco, National Park Service (consulté le )
  43. ↑ (en) « Ophiolites », Volcano World, (consulté le )
  44. ↑ (en) Anthony R. Philpotts et Jay J. Ague, Principles of igneous and metamorphic petrology, Cambridge, UK, 2nd, , 370–372 p. (ISBN 9780521880060)
  45. ↑ a et b (en) M. G. Bostock, R. D. Hyndman, S. Rondenay et S. M. Peacock, « An inverted continental Moho and serpentinization of the forearc mantle », Nature, vol. 417, no 6888,‎ , p. 536–538 (PMID 12037564, DOI 10.1038/417536a, Bibcode 2002Natur.417..536B, S2CID 3113794)

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