Ophiolite
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Lesophiolitessont un ensemble derochesappartenant à une portion delithosphèreocéanique, charriée sur un continent lors d'un phénomène de collision (convergence) de deuxplaques lithosphériques(parobduction)[1].
Étymologie
[modifier|modifier le code]Le mot vient du grecὄφις/ophis,serpent, et λιθοσ / lithos, pierre, en référence à la texture superficielle de certaines de ces roches — laserpentinitenotamment — qui évoque une peau de serpent.
Première présentation
[modifier|modifier le code]Les « sutures ophiolitiques », témoins d'une fermeture océanique, prélude à la formation d'une chaîne de montagnes, s'observent dans les chaînes de collision comme lesAlpeset l'Himalaya.Un des plus spectaculaires charriages d'ophiolites est celui du sultanat d'Oman.Mais ce n'est qu'un des quelque 150 complexes ophiolitiques répertoriés à travers le monde.
Les âges de ces ophiolites vont de 2 milliards d'années (auQuébec) à moins de 3 millions d'années (auChili). Dans les Alpes françaises et italiennes (Queyras,mont Viso,HauteUbaye,Haute Maurienne), les ophiolites, reliques du plancher océanique de laTéthysalpine, ont environ 160 millions d'années; leur obduction sur la lithosphère continentale est un épisode de l'orogenèsealpine; tandis que celles deChamrousse,près deGrenoble,remontent à 400 millions d'années et ont été charriées sur le continent lors de l'orogenèse hercynienne.
L'origine de ces roches, présentes dans de nombreux massifs montagneux, est restée incertaine jusqu'à l'avènement de latectonique des plaques.
Origine océanique des ophiolites
[modifier|modifier le code]L'exploration du fond des océans, notamment au voisinage desdorsalesocéaniques et des failles transformantes, a permis de montrer l'origine océanique des ophiolites. En effet, les premières campagnes d'exploration firent apparaître une correspondance entre certaines séquences ophiolitiques et certaines séquences de roches des lithosphères océaniques actuelles. Dans les deux cas en effet, la séquence type (très simplifiée) semblait être, de haut en bas, la suivante: sous des radiolarites (sédiments siliceux formés par les squelettes de radiolaires, organismes du plancton marin), on rencontre desbasaltes,puis des microgabbros, puis desgabbros,puis despéridotites,ou desserpentinesissues de l'altération des mêmespéridotites.On trouve souvent, à la base d'une séquence ophiolitique charriée sur une marge continentale, une "semelle" de roches métamorphiques dont l'épaisseur peut atteindre 300 mètres. Elles sont issues de basaltes et de sédiments rabotés et métamorphisés par la nappe ophiolitique encore chaude au cours de son charriage.
Il convient cependant de ne pas confondre les ophiolites avec les roches constitutives des lithosphères océaniques actuelles. En effet les premières ont parfois subi des phases demétamorphismeet derétrométamorphismequi ont considérablement transformé les roches initiales: les péridotites ont donné des serpentinites, les gabbros desmétagabbros,les basaltes desmétabasaltes(prasinites), les radiolarites des quartzites, etc. De plus les processus complexes de leur tectonisation ont fait que les séries ophiolitiques sont rarement complètes (c'est le cas notamment des ophiolites alpines, reliques dissociées et dilacérées d'un plancher océanique détruit par l'écaillage de lalithosphère océaniqueau cours de la subduction). Enfin, il faut tenir compte de l'altération due à l'érosion. On tiendra compte de ces remarques en lisant le chapitre suivant, qui décrit la formation des ophiolites à partir de celle des roches des lithosphères océaniquesactuelles.
Caractéristiques des ophiolites
- des ophiolites non métamorphisées: on les trouve dans le massif duChenaillet.Il s'agit d'ensembles constitués de péridotites surmontées de gabbros puis de basaltes en coussins. Il s'agit donc des vestiges d'une ancienne lithosphère océanique obductée sur le continent lors de la convergence des plaques.
- des ophiolites métamorphisées: on les trouve dans lemont Viso.Les gabbros présentent des transformations minéralogiques. En effet, on y trouve de lahornblende,duglaucophane(métagabbro du faciès schiste bleu) et dans certains cas on y trouve dugrenatainsi que de lajadéite(éclogite). Il s'agit ici de la preuve d'une ancienne subduction, à l'occasion de la fermeture de l'océan alpin.
Genèse
[modifier|modifier le code]Le développement des recherches océanographiques à partir de1945a conduit, au début desannées 1960,à l'élaboration de la théorie de latectonique des plaques,véritable révolution dans le domaine de la géologie. Un ensemble de cartes des fonds océaniques a été dressé, faisant apparaître le réseau interconnecté desdorsales(ou rides) océaniques, réseau qui s'étend sur environ 75 000km.L'expansion des fonds océaniques à partir des dorsales a été prouvée par la découverte d'anomalies magnétiques alternées, traces des alternances passées duchamp magnétique terrestrefossilisées dans lebasaltede la croûte océanique.
La structure de cette croûte a pu être précisée par des sondages et par des campagnes d'exploration menées par des sous-marins (sous-marin américainAlvin,sous-marin françaisNautile), notamment le long des failles transformantes. Lemanteausupérieur, sous-jacent à la croûte, a pu être atteint, 6kmenviron sous la surface de celle-ci. Il est formé depéridotites,généralement altérées, au niveau des failles transformantes, en serpentinites par altération hydrothermale. Séparés de ces péridotites par la discontinuité de Mohorovicic (ouMoho), desgabbroslités forment le plancher de la croûte proprement dite. Au-dessus des gabbros lités se rencontre une zone de gabbros isotropes. Des filons basaltiques généralement verticaux, intrusifs les uns dans les autres ( "complexe filonien" ) s'y enracinent. Ces filons sont surmontés par des coulées de laves basaltiques qui prennent à la surface de la croûte des formes "en coussin", "en polochon" ou "en tube" (pillow lavas).
Unedorsale(ride médio-océanique) est formée par une remontée convective du manteau plastique (asthénosphère). Les conditions de pression et de température permettent un début de fusion du manteau à partir de 75kmde profondeur. Les péridotites du manteau supérieur, productrices de basalte par fusion partielle, sont des lherzolites (olivine+ orthopyroxène + clinopyroxène +plagioclase). Elles forment le manteau dit "fertile". Au-dessus viennent lesharzburgites(olivine + orthopyroxène + spinelle), résidu des lherzolites après extraction du liquide basaltique, puis les dunites (roches encore plus réfractaires). Ces deux dernières formes de péridotites constituent le manteau dit "appauvri". Au-dessus du Moho, à la base de la croûte, le liquide basaltique s'accumule dans une chambre magmatique (elle peut atteindre quelques dizaines de kilomètres de largeur, quelques kilomètres de hauteur) située sous la dorsale. En se refroidissant lentement (passant de1 200degrés à 950-1 000degrés), il donne naissance aux gabbros lités. Ces gabbros, très proches chimiquement des basaltes, s'en distinguent par une cristallisation grossière, réalisée lentement à la base de la chambre magmatique, ainsi qu'au contact des parois, refroidies par la circulation hydrothermale. Ils sont surmontés par des gabbros non lités (gabbros isotropes) ayant cristallisé plus rapidement au toit de la chambre magmatique. Les basaltes du complexe filonien s'y enracinent. Ils alimentent les coulées de lave et les laves en coussin par fracturation de la partie supérieure de la croûte. L'épaisseur de la couverture basaltique (complexe filonien + coulées de lave) est de l'ordre de 2 000m.Cette couverture est elle-même recouverte par des sédiments de plaine abyssale: lesradiolarites.
Les séquences ophiolitiques
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En 1972, les travaux de laPenrose Conferenceont conduit à définir une séquence ophiolitique type comportant de bas en haut les éléments suivants[2]:
- un niveau ultrabasique, constitué de péridotites (lherzolites,harzburgites, dunites)[2];
- un niveau gabbroïque (gabbros lités surmontés par des gabbros isotropes)[2];
- un niveau filonien (filons subverticaux de microgabbro)[2];
- un niveau de laves basiques (pillow lavasde basalte)[2].
Cependant, les recherches menées dans les années qui suivirent ont montré qu'une telle séquence caractérisait en fait une lithosphère océanique d'expansion rapide: c'est actuellement le cas pour la lithosphèrepacifique,dont le taux moyen d'expansion est de l'ordre de dix centimètres par an. On est alors en présence d'une croûte océanique épaisse et continue. La partie supérieure du manteau lithosphérique est à dominante harzburgitique (HOT: Harzburgite Ophiolite Type). L'ophiolite d'Omanappartient à ce type, qu'elle a d'ailleurs largement contribué à définir[3].
En revanche, dans le cas d'une lithosphère océanique d'expansion lente (comme actuellement pour la lithosphèreatlantique,avec un taux d'expansion moyen de l'ordre de 2cm/an), la croûte océanique est d'épaisseur réduite; elle est discontinue et peut venir à manquer totalement: les péridotites du manteau supérieur affleurent alors directement au contact de l'océan. Cette partie supérieure du manteau lithosphérique est à dominante lherzolitique (LOT: Lherzolite Ophiolite Type). Les ophiolites alpines des Alpes françaises (massif duChenaillet,près deBriançon;massif de Roche Noire près deCeillac) appartiennent à ce type[4].À Roche Noire (vallée du Haut Cristillan près de Ceillac), les péridotites du manteau, serpentinisées par altération hydrothermale, affleurent directement sous les radiolarites métamorphisées.
Intérêt de l'étude des ophiolites
[modifier|modifier le code]L'étude des lithosphères océaniques actuelles nécessite la mise en œuvre de moyens considérables, sophistiqués et coûteux: plongées, dragages, forages, mesures géophysiques. Les ophiolites offrent au géologue l'opportunité d'étudier « à pied sec », à l'aide des outils et des méthodes classiques de la géologie, la structure et le fonctionnement d'une lithosphère océanique, surtout quand on a la chance d'avoir affaire à une ophiolite bien conservée et peu déformée, comme c'est le cas de l'ophiolite d'Oman.
Mais en fait, l'étude des ophiolites rencontre l'ensemble de la problématique de la tectonique des plaques, en particulier dans sa dimension diachronique. S'étant formées à des époques diverses, dans divers contextes paléogéographiques, dans divers environnements géodynamiques (dorsales médio-océaniques, bassins d'arrière-arc etc.), obductées sur les continents et intégrées à des chaînes de montagnes lors de diverses orogenèses, les ophiolites sont de précieux témoins, susceptibles de fournir des réponses à nombre de questions posées par les processus d'expansion et de fermeture océanique, de collision de plaques, d'orogenèse, et par le devenir de ces processus au long de l'histoire de la Terre.
Notes & références
[modifier|modifier le code]Notes
[modifier|modifier le code]Références
[modifier|modifier le code]- Foucault et Raoult 2005,p.246.
- Caron, Gauthier et et alii 2003,p.60-61.
- Caron, Gauthier et et alii 2003,p.62.
- Caron, Gauthier et et alii 2003,p.63-64.
Bibliographie
[modifier|modifier le code]Articles
[modifier|modifier le code]- A. Brongniart,Essai de classification minéralogique des roches mélangées,Journal des Mines, 1813, vol. XXXIV, pages 190-199.
Livres
[modifier|modifier le code]- AlainFoucaultet Jean-FrançoisRaoult,Dictionnaire de géologie,Paris,Dunod,,382p.(ISBN978-2-10-049071-4).
- J-M Caron, A. Gauthier, J-M Lardeaux, A. Schaaf, J. Ulysse et J. Wozniak,Comprendre et enseigner la planète Terre,Ophrys,,303p.(ISBN978-2708010215).
