07/03/05

Les ophiolites sont des lambeaux de planchers océaniques retrouvés dans les montagnes. Par extension, le terme est appliqué aux constituants des planchers océaniques que l'on récupère par forages. Ophiolite vient de ophidien qui est le sous ordre des reptiles.

Les ophiolites sont constituées principalement de serpentinite dont le minéral essentiel est la serpentine.

Les plus vieux planchers océaniques ont 165Ma, ils sont dans le Pacifique au NW du Japon et dans l'Atlantique central vers les Caraïbes. Les planchers des Atlantiques N et S ont au maximum 80Ma (crétacé). C'est l'age de ces vieux planchers qui ont eu le temps de refroidir et de se densifier qui explique le début de subduction dans cette zone de l'Atlantique avec l'arc volcanique comprenant la Martinique et la Guadeloupe et le prisme d'accrétion sédimentaire de l'île de la Barbade.

Il existe des ophiolites beaucoup plus anciennes que 165Ma, jusqu'à plusieurs milliards d'années (Ga). Ces ophiolites très anciennes permettent de retrouver une partie de l'historique de la tectonique des plaques; leur composition a montré que les mécanismes de la tectonique ont changé depuis 2Ga certainement parce que la température était alors plus élevée, la croûte moins rigide et les mouvements de plaques plus rapides. Aidé par des simulations, l'hypothèse d'un nombre de plaques principales supérieur à 12 est acceptée.

La péridotite d'un plancher océanique se différentie de la péridotite de remontées mantelliques par son appauvrissement en silice. C'est le cas de la péridotite des remontées dans les Pyrénées qui sont nées de la fermeture d'un rift continental le long d'une faille transformante qui est plus riche en silice. Cet appauvrissement est la principale caractéristique des ophiolites, la péridotite appauvrie évolue vers de la harzburgite.

Lors du voyage en Ardèche nous avons trouvé des inclusions de péridotite dans des bombes volcaniques, cette péridotite na pas été appauvrie par la formation d'un plancher océanique et sa remontée n'a pas induit un appauvrissement significatif.

Aujourd'hui, le taux maximum de fusion partielle des roches est de 15%, or les péridotites âgées de 2Ga retrouvées correspondent à des taux de fusion de plus de 50% (présence de picrite – lherzolite à grenats – riche en ferro magnésiens). Cette fusion partielle dans le plancher océanique est provoquée par une baisse de pression suite au rifting qui s'accompagne d'une remontée de l'asthénosphère.

Les ophiolites étaient connues avant la formulation de la théorie de la tectonique des plaques: elles étaient appelées les roches vertes (appelées ainsi du fait de leur couleur). Les cartes du BRGM indiquaient, il n'y a pas encore très longtemps, les roches vertes du Chenaillet comprenant des basales, des gabbros et des serpentinites; elles étaient associées au volcanisme.

Différences entre lithosphère océanique et série ophiolitique.

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Les épaisseurs de gabbros et de basaltes constituent et ont constitué la croûte océanique, il en a été déduit une coupe type appelée série ophiolitique qui a été comparée avec la croûte océanique du fond des océans Pacifique et Atlantique. Elles se sont révélées différentes et par exemple la constitution des ophiolites du Chenaillet est proche de celle du plancher atlantique alors que celle des ophiolites d'Oman est proche de celle du plancher pacifique. Nous sommes donc en présence de 2 types de planchers avec bien sûr toute la gradation possible entre ces deux types.

Dans l'Atlantique, les sédiments reposent directement sur du manteau appauvri avec par endroits des gabbros et des basaltes. Dans le Pacifique, les sédiments reposent sur des épaisseurs importantes de gabbros et de basaltes et les péridotites se trouvent nettement plus profondément.

La croûte océanique a donc entre 0 et 7km d'épaisseur alors que la croûte continentale est épaisse de 30km. Ceci est lié aux densités qui sont de 2,7 pour la croûte, de 2,9 pour les planchers océaniques et 3,2 pour les péridotites du manteau supérieur.

Correspondance entre les appellations des géologues et des géographes.

Marges continentales → plateau continental et talus

Plaine (ou plancher) océanique → plaine abyssale

Fosse de subduction → fosse abyssale (domaine adal)

Dans les dépôts sédimentaires, présence fréquente de radiolarites.

Les niveaux 1, 2 et 3 forment la croûte océanique. Les éléments magmatiques sont sous les sédiments, il s'agit:

- des basaltes tholéïtiques, la lave refroidie par l'eau a donné des laves en coussins. Ces roches contiennent souvent des sulfures de Cu et Zn issus de circulations hydrothermales dans cette portion de la croûte (couche 2). Le refroidissement rapide par l'eau permet d'éviter l'ébullition et l'explosion de ces coussins, ce refroidissement est favorisé par la pression dans le cas d'écoulement à grande profondeur, ce taux d'explosion augmente quand la profondeur diminue.

- des roches plutoniques: gabbros avec des cheminées (dykes de dolérite à structure doléritique, c'est à dire que les cristaux à la périphérie sont plus petits que les cristaux au centre ce qui indique un refroidissement plus rapide) qui les traversent pour l'écoulement du basalte: l'ensemble forme le complexe filonien. Au fond de la chambre magmatique, il y a décantation ce qui produit des roches plutoniques litées (ce n'est pas une foliation car il ne s'exerce pas de force unidirectionnelle même s'il y a une pression). Dans les cas de litage, les minéraux ne sont pas orientés à l'intérieur d'une couche: il n'y a pas de linéation des minéraux. C'est ce qui différencie les gabbros lités des amphibolites. (cf. filons vus au Chenaillet).

- des gabbros massifs à gros cristaux (1 à 5cm).

Au fond de la chambre il y a de l'olivine plus lourde que les gabbros. Quand les pyroxènes fondent le résidu réfractaire (qui contient les olivines) est plus pauvre en silice, le magma résultant de la fusion partielle a une composition permettant la cristallisation de l'olivine bien que celle ci n'ait pas fondue. La péridotite appauvrie (ou réfractaire) est aussi appelée péridotite crustale (ou cumulative). Le Moho est une limite entre des matériaux différents: la croûte et la péridotite mantellique, c'est une limite pétrochimique détectée sismiquement. Les péridotites cumulatives déplacent cette limite. Le manteau pétrologique correspond à la péridotite appauvrie (serpentinisée) et non à la péridotite litée. A Chamrousse , il y a des péridotites litées avec des lits de chromite et de fer, ce sont donc des éléments de la croûte. L'épaisseur totale de ces gabbros et roches associées peut atteindre 2 à 5000m.

Ancienne interprétation des roches vertes.

L'origine volcanique de ces roches était connue. Elles provenaient de grandes coulées de laves ayant subi un refroidissement différentiel sous l'eau: en surface des pillows lavas se sont formés, plus en profondeur le refroidissement a été plus lent permettant la cristallisation des gabbros. Les péridotites se déposent dans les zones les plus internes.

ancien modèle d’interprétation des ophiolites appelées roches vertes

Modèle de fonctionnement d'une chambre magmatique sous une dorsale rapide.

Le plancher océanique est une émanation de l'asthénosphère. Il se forme un diapir du manteau supérieur qui remonte vers une zone de moindre pression ce qui a pour conséquence une fusion partielle (forte baisse de P à T presque constante).

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Modèle de dorsale rapide

1 asthénosphère en fusion partielle 2 fluage latéral à l’état solide 3 injection de magma 4 brassage par convection

5 cristallisation fractionnée près des parois 6 dépôts de cumulats 7 épanchements de basalte

8 injection de magma différencié au toit de la chambre 9 circulation hydrothermale

Dans les 15% de fusion partielle les pyroxènes sont principalement concernés. Dans le manteau, la péridotite a une teneur proche de l'équilibre entre les 3 pôles du triangle de Streckeisen des roches ultrabasiques (léger déficit en olivine).

La péridotite évolue en lherzolite appauvrie avec la fusion des CPx jusqu'à la harzburgite puis vers les dunites (fusion des Opx). Dans les dunites, il n'y a plus de pyroxènes mais de l'olivine et d'autres corps comme des sphènes (cas du mont Olympus dans le massif ophiolitique de Chypre).

Au Chenaillet, il n'y a pas de harzburgite mais de la lherzolite, en Oman: présence de harzburgite, à Chypre: présence de dunite.

Suite à la fusion partielle, le résidu réfractaire devient le manteau lithosphérique appauvri au niveau des dorsales océaniques.

A Chamrousse, présence de cumulats contenant de la chromite. De même en Nouvelle Calédonie, les gisements de nickel sont dans des péridotites.

Seule une partie du magma riche en Si donne des gabbros, le reste remonte dans le complexe filonien et donne de la dolérite puis les laves en coussins. Le complexe filonien est peu important au Chenaillet.

La croûte océanique peut être inexistante quand la fusion partielle est faible.

14/03/05

Le Viso est différent du Chenaillet car l’un est métamorphisé alors que le second ne l’est pas. Les ophiolites du Viso ont été subductés jusqu’à une profondeur importante (plus de 14km) comme en atteste la présence d’éclogites puis il y a eu exhumation.

Les zones continentales appelées boucliers sont les zones les plus stables et les plus anciennes des croûtes continentales.

La constitution du manteau est complexe la constitution des péridotites du manteau supérieur est très homogène, par contre la constitution varie radialement vers le centre. Certaines zones apparaissent avec deux compartiments de convection alors que certaines subductions descendent jusqu’à la limite entre le manteau et le noyau (résultats de tomographies). L’homogénéité de la lherzolite du manteau est confirmée par la vitesse de propagation des ondes sismiques. Ces mouvements de convection dans le manteau créent de la distension au niveau de la croûte et de l’accrétion. L’étirement provoque des failles normales entraînant un amincissement crustal associé à une remontée du manteau: rift continental accompagné de fusion partielle et de production de basaltes. Le magma en remontant traverse la croûte et se charge en calcium ® ligne alcaline du magma.

Rappel : dans les magmas, il y a de 40 à 70% de SiO₂ dans les magmas et 3 à 8% d’alcalins, les lignées sont néanmoins déterminées par le rapport SiO₂/(Na₂O+K₂O). Les ferro magnésiens ne sont pas pris en compte dans ces proportions et ils assurent la majorité du complément.

La lignée alcaline correspond à un volcanisme intraplaque non lié aux limites de plaques. En Islande, le volcan Eclat crache des basaltes peu riches en silice puis dans d’autres épisodes des laves beaucoup plus acides comme de la rhyolite mais ces laves font toujours partie de la lignée tholéïtique.

Les magmas de la lignée tholéïtique sont pauvres en alcalins parce qu’ils proviennent de la fusion partielle de roches pauvres en alcalins et qu’elles subissent un enrichissement limité lors de leur remontée en surface. Le magma issu de la fusion du manteau sous le plancher océanique est pauvre en alcalins et il se charge peu en alcalins lors de sa remontée au travers du plancher océanique : Les magmas alcalins continentaux sont plus riches en alcalins que les magmas alcalins océaniques. Ces magmas appartiennent donc à la série tholéïtique. En Islande, il y a aussi des volcans produisant un magma alcalin, les dorsales sont en général sous 4000m de fond, l’émersion de l’Islande est due à un point chaud qui soulève la croûte par effet thermique or ce point chaud est très profond et le magma traverse la croûte ce qui explique ces magmas alcalins. Le point chaud attire à lui la dorsale d’où leur proximité. Exemple du volcanisme en Oisans (Cassini ou route d’Auris) les roches ne sont pas de la ligne tholéïtique car le volcanisme s’est produit au Trias alors que la croûte ne s’était pas encore ouverte et elles sont pauvres en alcalin car la croûte était alors déjà amincie : série transitionnelle.

La lignée calco alcaline est représentative du volcanisme de subduction car le magma traverse des couches riches en sédiments carbonatés. La fin de la subduction est marquée par un enrichissement significatif des magmas en K₂O (on ne s’explique la raison de cet enrichissement) : série shoshonitique.

Le résidu réfractaire de la fusion partielle du manteau supérieur donne le manteau lithosphérique plus pauvre en silice et plus rigide.

A Chamrousse, on trouve des ophiolites avec des péridotites cumulatives comportant des oxydes doubles (spinelles) : la chromitite. Tous les minerais de chrome exploités sont des oxydes doubles : par exemple à Chypre les ophiolites contiennent du sulfure de cuivre (Chypre et cuivre ont la même racine) qui est exploité et du fait de cette exploitation du cuivre, le chrome est aussi extrait, même cas du nickel de la garniérite (nouméamite) de Nouvelle Calédonie.

Quand il y a plusieurs chambres magmatiques superposées, il y a différentiation du magma qui devient de plus en plus riche en silice vers le haut. Mais plus riche en silice signifie plus visqueux et plus difficile à sortir donc des volcans plus dangereux.

Les mines de cuivre de Saint Véran sont dans un ancien plancher océanique où la concentration du minerai est due à l’hydrothermalisme (c’est le même cas à Chypre), A St Véran, il y a même des paillettes de cuivre natif ce qui est rare. L’extraction donnait du carbonate de cuivre avec la couleur verte en surface (pellicule de malachite).

Les chambres magmatiques en partie haute des péridotites étaient surmontées d’un nombre plus ou moins important de fissures en fonction du taux d’expansion. Ces fissures ont permis la remontée du magma et le volcanisme. Si le taux d’expansion est pus faible, il y a moins de fissures et moins de volcanisme. Les deux extrêmes correspondent à deux modèles de dorsales et de planchers océaniques :

• Pacifique qui est un océan en fermeture mais dont la dorsale a un taux d’accrétion maximum (18cm/an).
• Atlantique qui est un océan en expansion mais dont la dorsale est plus lente (2cm/an).

La différence entre ces deux cas est la subduction: soit la subduction tire sur le plancher océanique donc sur la dorsale et facilite une accrétion importante, soit l’absence de subduction oblige la dorsale par son accrétion, à repousser les continents ce qui limite fortement l’importance de cette accrétion. Dans le sud de l’Amérique du Nord, la dorsale entre elle-même en subduction ce qui crée la faille de San Andréa.

Profils des planchers océaniques au droit d’une dorsale :

Dorsale lente

Dorsale rapide

Le fonctionnement des planchers océaniques au niveau des dorsales rapides explique certaines transgressions par un bombement du plancher océanique entraînant une montée du niveau de l’eau au pourtour. Au contraire, les dorsales lentes peuvent conduire à des régressions. La dernière transgression sur Terre a entraîné un réchauffement de la planète et une augmentation du niveau de la mer.

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La plaque océanique glisse de part et d’autre de la dorsale, l’ancien manteau supérieur devenu manteau lithosphérique glisse sur l’asthénosphère ® apparition de contraintes ® formation de tectonites foliées ou serpentinites (métamorphisme par T et H₂O).

Les failles normales liées à la tectonique distensive viennent modifier le paysage sous-marin qui n’a rien d’une plaine, ce sont les sédiments qui aplanissent ultérieurement le fond des océans.

Ce sont les études et forages sur ces dorsales rapides et les obductions qui ont servi de référence pour l’établissement des séries ophiolitiques. Quand des forages ont été faits dans l’Atlantique, les sédiments reposaient directement sur le manteau appauvri sans couche intermédiaire de gabbros. Au Chenaillet, il y a des laves en coussins et des gabbros ce qui ne se retrouve pas souvent dans les Alpes. Au Chenaillet, avant de monter au sommet, au niveau de la cabane des douaniers, les sédiments reposent sur les péridotites serpentinisées avec éventuellement des filons de calcite d’origine hydrothermale (ophicalcites). Il y avait un volcan sous-marin et autour il n’y avait que les péridotites avec de la calcite et des radiolarites. Il n’y a donc aucune épaisseur crustale, la dorsale de Téthys était une dorsale lente. Ce type de dorsale expliquerait l’extension limitée de cet océan et l’absence de volcanisme de subduction: le plancher lors de l’entrée en subduction était trop court pour aller assez profond et créer un tel volcanisme de subduction.

Modèle de mise en place du plancher océanique au droit d’une dorsale rapide.

Certaines séries ophiolitiques sont différentes du schéma ci dessus et plus proches du modèle atlantique. Dans le modèle pacifique les fissures qui se créent sont à peu près verticales. Pour avoir une lente décompression du manteau, il suffit que P et T évoluent plus lentement ce qui provoque un étirement plus lent et moins de fusion partielle.

Modèle canadien de Vernicke (1984)

La rupture du rifting se fait obliquement selon une ancienne faille hercynienne réactivée. Ce processus engendre une ouverture plus progressive.

Certains gabbros retrouvés dans les Alpes (180 Ma) sont plus anciens que le plancher océanique (160Ma). Autre exemple, le Yémen s’encastre mal dans l’Afrique lors de la reconstitution de Pangée à partir des continents actuels avec un niveau de la mer à –2000m, la reconstitution est bonne lorsque le Yémen vient se superposer sur l’Afrique.

La distension tend à créer des failles normales à 60° mais il existe déjà des failles avec un faible pendage théoriquement non mobilisables en inverse. Dans le cas de la formation des Alpes, il s’avère plus facile de faire rejouer des failles hercyniennes (héritage tectonique) que d’en créer de nouvelles. Ce sont d’anciens chevauchements crustaux hercyniens qui vont rejouer dans l’orogenèse alpine et la lente décompression qui est associée à cette reprise d’activité des failles va produire des gabbros. Ceci a pour conséquence principale que la remontée de l’asthénosphère ne se fait pas au point bas du rifting mais largement décalé sous une des deux marges. Dans la formation des Alpes, la remontée asthénosphérique est décalée sous la marge européenne et le bombement crustal dû à la thermique (thermal uplifting) va provoquer l’émersion de l’île briançonnaise au milieu du jurassique et autour de cette île, les terrains vont continuer à s’enfoncer du fait de la poursuite du rifting. Au fur et à mesure de l’avancée du rifting, la remontée asthénosphérique coulisse en se rapprochant du centre du rift, ce qui explique que l’île briançonnaise ait ensuite été immergée. Ce coulissement et le jeu lent des failles provoquent des éboulements sur les flancs instables : slumps dont un exemple est visible à la sortie du tunnel de Saint Hilaire sous la Dent de Crolle.

Les piles ophiolitiques que l’on retrouve sont globalement peu épaisses par rapport à la lithosphère.

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Lorsque les ophiolites sont métamorphisées, c’est d’un lambeau de plancher océanique est entré en subduction et qu’il y a eu ensuite exhumation. C’est le cas du Viso qui est situé sur la suture Europe Afrique et qui est plus à l’E que le Chenaillet.

Présence d’ophiolites en de nombreux points notamment dans le Cap Corse. Ces ophiolites sont d’origine téthysienne. Corte est sur une nappe de charriage équivalente à la zone briançonnaise.

C’est le site de référence pour les dorsales rapides. La couche ophiolitique est très épaisse : la chaîne de l’Oman culmine à 3000m pour une étendue de 100km sur 500 ; elle est faite d’une même nappe ophiolitique., Elle correspond à un fort taux de fusion partielle (présence de dunite). La partie cumulative contient des inclusions de wehrlites.