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OPHIOLITES

Les ophiolites correspondent à des assemblages particuliers de roches ultrabasiques et basiques, reconnus dans de nombreuses chaînes de montagnes. Elles se répartissent le long de ceintures ophiolitiques (fig. 1) marquant souvent d’anciennes zones d’affrontement de plaques. Ces ceintures sont relativement continues dans les chaînes mésozoïques à cénozoïques alpines et circumpacifiques. Elles sont en revanche discontinues dans les chaînes paléozoïques calédoniennes et hercyniennes.

Les ophiolites sont actuellement interprétées comme des fragments de lithosphère océanique charriés sur les marges continentales; elles représentent les derniers témoins d’océans ou de portions d’océans aujourd’hui disparus. Ainsi, les ophiolites alpines sont des fragments d’un océan disparu il y a une soixantaine de millions d’années, la Téthys, qui séparait un continent septentrional, la Laurasie, d’un continent méridional, le Gondwana, avant l’ouverture de l’océan Atlantique. Bien que le destin normal de la lithosphère océanique formée à l’axe des dorsales soit de retourner dans le manteau au niveau des zones de subduction, il arrive que de grandes écailles de lithosphère océanique soient charriées sur les marges continentales et finalement incorporées dans les chaînes de montagnes.

L’intérêt des ophiolites réside dans leur épaisseur, qui dépasse fréquemment 10 kilomètres. Elles permettent d’étudier «à pied sec» les structures et la nature de la partie profonde de la croûte océanique, mais également d’une portion du manteau supérieur, parties inaccessibles dans les océans actuels, le forage le plus profond n’ayant traversé que 1 200 mètres de croûte océanique.

1. Historique et définition

À l’origine, c’est-à-dire au début du XIX^e siècle, le mot ophiolite (du grec ophis , serpent) était synonyme de serpentinite, une roche dont certains aspects évoquent la peau de serpent. Par la suite, ce terme peu précis a servi à décrire différents types de roches ultramafiques serpentinisées, mais également des roches associées à des serpentinites, sa signification variant d’un géologue à l’autre. En 1926, Gustav Steinmann propose la première définition précise du terme ophiolite, qu’il décrit comme «l’association consanguine de roches essentiellement ultrabasiques composées surtout de péridotites (souvent serpentinisées) et, en quantités subordonnées, de gabbros, diabases, spilites ou aussi norites et roches associées».

Pendant très longtemps, la signification de ces roches est restée controversée et de nombreux modèles de genèse des ophiolites ont été proposés. Un des modèles les plus utilisés entre 1950 et 1970 a été celui du «volcano-pluton», où l’ensemble de l’ophiolite était interprété comme résultant de la cristallisation d’une grande masse magmatique ultrabasique mise en place en bordure de géosynclinaux. Ce n’est qu’au début des années 1970, après l’avènement de la théorie des plaques ^{[cf. TECTONIQUE DES PLAQUES]}, que les ophiolites ont été interprétées comme des fragments de lithosphère océanique. En 1972, les participants de la Penrose Field Conference, organisée par la Geological Society of America, redéfinissent clairement le terme ophiolite. Cette définition sert toujours de référence aux géologues: «...Dans un assemblage ophiolitique complet, les faciès types se présentent, de bas en haut, de la manière suivante [fig. 2]: 1. un complexe ultramafique (plus ou moins serpentinisé) composé de harzburgite, de lherzolite et de dunite, en proportions variables, généralement avec une fabrique tectonique; 2. un complexe gabbroïque comprenant communément des péridotites et des pyroxénites, généralement moins déformé que le complexe ultramafique et à textures de cumulats; 3. un complexe filonien basique; 4. un complexe volcanique basique, généralement à laves en coussins (pillow lavas ). Les faciès types associés comprennent une séquence sédimentaire sus-jacente à cherts rubannés, à fins interlits argileux et à calcaires subordonnés, des corps podiformes (en forme de poches) de chromite, en général associés à des dunites, et des roches intrusives ou effusives felsitiques sodiques.» Enfin, on a pu montrer depuis lors qu’une semelle de roches métamorphiques est associée à la base de nombreux complexes ophiolitiques.

2. Les différentes unités lithologiques d’un complexe ophiolitique

Un assemblage ophiolitique stricto sensu peut être divisé en deux parties, une séquence mantellique surmontée d’une séquence crustale (fig. 2).

La séquence mantellique , souvent épaisse (jusqu’à 12 km), est constituée de roches magnésiennes, les péridotites. Dans la plupart des ophiolites, il s’agit de harzburgites et de dunites, plus rarement de lherzolites et de dunites. Ces péridotites sont appelées tectonites car elles sont toujours fortement déformées, foliées et recristallisées. Dans les zones rubanées où des bandes de dunite et de harzburgite alternent, la déformation est soulignée par des plis isoclinaux à foliation de plan axial. Lorsque la péridotite est plus homogène, la foliation est essentiellement marquée par l’aplatissement des orthopyroxènes. Le plan de foliation S¹ porte une linéation minérale matérialisée par l’étirement des pyroxènes et l’alignement des grains de chromite. Les structures microscopiques et intracristallines de ces roches montrent qu’elles ont été déformées à haute température (supérieure à 950 ⁰C) et sous de faibles contraintes; de telles conditions sont celles qui règnent dans le manteau supérieur. À la base des péridotites, la foliation S¹ est souvent recoupée par une seconde foliation S² résultant d’une déformation cisaillante, plus froide (température inférieure à 950 ⁰C). Cette foliation S² est parallèle à celle de la semelle métamorphique sous-jacente.

Les tectonites mantelliques sont recoupées par divers types de filons (pyroxénites, gabbros, diabases) et par des lentilles dunitiques auxquelles sont parfois associées des concentrations de chromite podiformes. Vers le haut de la séquence mantellique, les harzburgites passent de manière diffuse à une zone essentiellement dunitique, de quelques dizaines à quelques centaines de mètres d’épaisseur, appelée zone de transition. Cette zone est caractérisée par la présence de nombreux filons et par l’apparition du feldspath calcique (plagioclase) et du clinopyroxène dans la péridotite encaissante. C’est dans cette zone que sont localisés la plupart des gisements de chromite podiformes d’intérêt économique.

La composition minéralogique des tectonites est très homogène dans un même massif ophiolitique, mais également d’un massif à l’autre. La minéralogie des harzburgites et les conditions de leur déformation conduisent à les interpréter comme un manteau supérieur résiduel ayant perdu une fraction basaltique par fusion partielle et ayant été soumis à un fluage plastique.

Les roches mantelliques sont séparées de la séquence plutonique sus-jacente par une discontinuité majeure qui sépare les roches résiduelles déformées du manteau des roches magmatiques crustales non déformées. Cette discontinuité, appelée moho pétrologique, ne coïncide pas nécessairement avec la discontinuité sismique de Mohorovi face="EU Caron" カi が ^{[cf. LITHOSPHÈRE]}.

La séquence plutonique débute, au-dessus du moho pétrologique, par des roches grenues divisées en cumulats lités à la base et en gabbros isotropes au sommet. Les cumulats lités sont des roches stratifiées dont l’épaisseur totale varie entre 1 et 6 kilomètres environ. Leur litage résulte de l’alternance de couches de nature pétrographique différente. Ces couches sont centimétriques à décimétriques, plus rarement métriques. La base des cumulats lités est en général constituée de couches ultrabasiques telles que des dunites, des pyroxénites et des wehrlites. C’est au sein de la séquence ultrabasique litée que quelques gisements de chromite (chromite stratiforme) ont été observés. La séquence ultrabasique, plus ou moins bien développée, parfois totalement absente, passe vers le haut à des gabbros lités formés par trois ou quatre phases minérales principales: le plagioclase, le clinopyroxène, l’orthopyroxène et l’olivine. C’est la variation de proportion de ces phases d’une couche à l’autre qui induit le litage de ces gabbros.

Les gabbros isotropes qui surmontent les gabbros lités sont des roches claires, massives, sans structure apparente et dont le grain varie brutalement, donnant des roches à texture fine à pegmatitique. L’épaisseur des gabbros isotropes atteint au maximum celle des cumulats lités. Ces gabbros sont recoupés par des filons de diabase dont la proportion augmente en général vers le sommet de la séquence, près du complexe filonien. On y observe également, mais en faibles proportions, des filons et des poches de roches leucocrates allant de diorites à des plagiogranites. Les gabbros isotropes sont constitués surtout de plagioclases, de pyroxènes, mais également d’amphiboles et d’oxydes de fer et de titane; l’olivine est en général absente.

Au microscope, l’ensemble des roches grenues se distingue aisément des tectonites par l’absence de déformations et par une texture typique de cumulat magmatique indiquant que ces roches ont cristallisé à partir d’un magma dans une chambre magmatique. La texture d’adcumulat des cumulats lités témoigne d’une cristallisation lente compatible avec les conditions régnant au plancher de la chambre. Le litage de ces roches matérialise d’ailleurs l’orientation de ce plancher. En revanche, les gabbros isotropes sont caractérisés par des textures d’orthocumulat qui indiquent une cristallisation beaucoup plus rapide. En effet, ces gabbros se forment au toit de la chambre magmatique refroidie par une intense circulation hydrothermale. De bas en haut de la séquence grenue, l’ordre de cristallisation des minéraux, de même que les variations de leur composition chimique (compositions très magnésiennes, calciques et chromifères à la base progressant vers des compositions de plus en plus ferrifères, sodiques et titanifères), reflète l’évolution par cristallisation fractionnée du magma. Dans le détail, les variations de composition chimique des minéraux des cumulats lités du bas vers le haut de la séquence (variations cryptiques) se font en zigzag, indiquant que le réservoir magmatique ne fonctionne pas en système fermé, mais qu’il est fréquemment réalimenté à la base par des injections de magma issu du manteau sous-jacent.

La séquence effusive d’une ophiolite comprend un complexe filonien coiffé de laves basaltiques. Le complexe filonien peut atteindre de 2 à 2,5 km d’épaisseur. Il est constitué de filons de diabase subverticaux, de quelques centimètres à 5 mètres environ d’épaisseur, plus ou moins parallèles entre eux. Il s’enracine dans les gabbros isotropes; de toute évidence, il alimentait les coulées basaltiques sus-jacentes. La plupart des filons sont caractérisés par la présence de bordures figées asymétriques qui rendent compte du mode de formation du complexe filonien en régime d’expansion (fig. 3). Le magma à l’origine d’un filon est expulsé de la chambre magmatique le long d’une fracture ouverte et se fige au contact du filon précédent, déjà froid. Dans le cas idéal, chaque filon se met en place au centre du filon précédent, ce qui explique que, sur chaque flanc de la zone d’expansion océanique, une seule bordure figée soit visible par filon. Les filons sont caractérisés par un grain moyen à fin et une texture ophitique. Les minéraux magmatiques primaires de ces roches sont le plagioclase, le clinopyroxène et les oxydes de fer et de titane. Ces minéraux sont souvent remplacés par des minéraux secondaires formés lors de l’interaction de la roche avec l’eau de mer au cours de l’altération hydrothermale océanique.

La partie sommitale de l’ophiolite est constituée de laves basaltiques dont l’épaisseur varie en moyenne entre 500 mètres et 2 kilomètres. La séquence volcanique est formée de coulées massives et de laves en coussins, ces dernières étant typiques d’un épanchement sous-aquatique. Sa base est riche en filons. Des lentilles de sédiments métallifères sont fréquemment intercalées entre les différents niveaux de lave. De plus, des dépôts hydrothermaux et des amas sulfurés peuvent être associés aux laves ophiolitiques; ils sont souvent exploités pour leur richesse en cuivre, parfois depuis l’Antiquité, comme à Chypre. Les basaltes ophiolitiques ont des compositions chimiques de tholéiites océaniques. Ils sont constitués essentiellement de cristaux de plagioclase, de clinopyroxène et d’oxydes, plus rarement d’olivine dans une matrice formée de minéraux secondaires résultant de l’altération du verre initial.

Les laves ophiolitiques sont généralement recouvertes de sédiments particuliers. Il s’agit de roches siliceuses, les radiolarites, formées par l’accumulation de débris et de squelettes siliceux d’organismes planctoniques, les Radiolaires. Ces sédiments sont identiques à ceux que l’on observe actuellement sur les fonds océaniques profonds, loin de tout apport continental.

Une semelle de roches métamorphiques est fréquemment associée à la base des écailles ophiolitiques. Elle atteint 500 mètres d’épaisseur au maximum. Elle est constituée d’une alternance d’amphibolites, de quartzites et de micaschistes fortement déformés à des températures de 700 ⁰C environ et des pressions de l’ordre de 200 à 300 mégapascals. Cette déformation est semblable à celle qui affecte les péridotites immédiatement sus-jacentes. Ces roches métamorphiques correspondent à d’anciennes laves basaltiques et à des sédiments rabotés et métamorphisés par la nappe ophiolitique encore chaude lors de son détachement en milieu océanique.

3. Mode de formation et origine des ophiolites

C’est autour des années 1970 que le parallèle entre ophiolite et croûte océanique a été fait, et cela à partir de deux constatations majeures. En premier lieu, il existe une bonne corrélation entre la structure géophysique de la croûte océanique actuelle et les ophiolites. En effet, les profils sismiques de croûte océanique indiquent que celle-ci est stratifiée et peut être divisée en différentes couches en fonction de la vitesse V^P des ondes sismiques primaires (fig. 4). L’épaisseur des couches sismiques mesurée à l’axe des dorsales océaniques actuelles et la vitesse des ondes P sont compatibles avec la structure et la nature des complexes ophiolitiques. En second lieu, la plupart des faciès constituant les unités ophiolitiques ont été échantillonnés sur les dorsales actuelles par dragage, forage ou au cours de plongées par submersible ^{[cf. DORSALES OCÉANIQUES]}. Les laves basaltiques en coussins mais également les sédiments et les dépôts hydrothermaux ont été reconnus directement sur les dorsales. Des morceaux de complexe filonien, des gabbros et des harzburgites ont été découverts près des failles transformantes qui hachent et décalent les dorsales.

L’étude des structures, de la pétrographie et de la géochimie des complexes ophiolitiques permet donc de retracer le fonctionnement des zones d’accrétion océanique (fig. 5). Le mouvement d’expansion sous ces zones se traduit en profondeur par une montée diapirique du manteau asthénosphérique à l’état plastique. Vers 75 kilomètres de profondeur, les conditions de pression et de température sont telles que ce manteau commence à fondre partiellement, le taux de fusion augmentant à mesure de la montée et créant une porosité dans la roche. Lorsque cette porosité devient suffisante, le liquide, moins dense et moins visqueux que le solide réfractaire, se sépare. L’extraction des liquides du solide résiduel débute vers 50 kilomètres. Le liquide monte rapidement vers la base de la croûte, où il alimente une chambre magmatique. Le manteau résiduel continue à fluer, puis se fige progressivement en s’éloignant de la dorsale pour constituer la partie inférieure de la lithosphère océanique. La nature pétrographique de la séquence mantellique ophiolitique traduit la nature résiduelle du manteau supérieur. Ses structures permettent de visualiser l’écoulement du manteau sous les zones d’accrétion océanique. Elles sont en général subparallèles au moho pétrologique. Dans ce cas, l’étude de l’orientation de la foliation et de la linéation dans les péridotites mantelliques permet de retrouver la paléodirection de la dorsale, l’écoulement mantellique s’effectuant perpendiculairement à l’axe de la dorsale. Dans certains massifs ou portions de massif, des structures mantelliques verticalisées ont pu être interprétées comme des reliques de diapir mantellique dans des zones d’alimentation magmatique ^{[cf. LITHOSPHÈRE]}.

Dans la croûte, les liquides issus du manteau alimentent une chambre magmatique permanente où cristallisent les cumulats lités et les gabbros isotropes. L’étude des épaisseurs et des structures de la séquence litée et isotrope permet de reconstituer la forme et la taille du réservoir magmatique. Jusqu’à présent, deux types de chambre ont pu être mis en évidence: des chambres de largeur plurikilométrique (de 5 km d’épaisseur au maximum) et d’autres de largeur kilométrique (de 1 à 2 km d’épaisseur). Cette taille est vraisemblablement proportionnelle à la vitesse d’accrétion. Dans les deux cas, le réservoir a une forme dite en aile d’avion. La nature, la géochimie et les textures des cumulats lités et des gabbros isotropes donnent des indications sur le mode de fonctionnement de la chambre. D’une manière générale, les chambres magmatiques ophiolitiques sont des systèmes ouverts, c’est-à-dire qu’elles sont constamment réalimentées par du magma juvénile provenant du manteau. Des fissures s’ouvrant périodiquement au toit de la chambre dans une étroite zone axiale permettent l’extraction de liquides qui alimentent le volcanisme sous-marin et dont les conduits constituent le complexe filonien.

Les reconstitutions faites à partir des données ophiolitiques ne sont pas toujours en accord avec les modèles géophysiques proposés pour les dorsales actuelles, notamment en ce qui concerne l’existence d’une chambre magmatique permanente ^{[cf. DORSALES OCÉANIQUES]}. Ainsi, pour les dorsales à taux d’expansion faible (moins de 2 cm par an), comme la dorsale médio-atlantique, aucun réservoir magmatique n’a pu être mis en évidence par les études sismiques. Cela ne veut pas dire qu’il n’y a pas de chambres magmatiques, mais que leur taille est inférieure à la résolution des méthodes sismiques; elles pourraient être de dimension kilométrique. En revanche, sous les dorsales à taux d’expansion moyen à fort, comme la dorsale est-pacifique, les données sismiques montrent que des réservoirs magmatiques de dimension plurikilométrique sont présents.

L’origine géotectonique exacte des ophiolites reste également fortement controversée. En effet, les laves ophiolitiques possèdent une minéralogie et une géochimie proches de celles des laves formées au niveau des dorsales médio-océaniques, mais elles en diffèrent tout de même par certains aspects. Ainsi, l’olivine – qui est une phase principale des basaltes médio-océaniques – reste rare dans les laves ophiolitiques; les teneurs en certains éléments en traces sont différentes dans ces deux types de lave. La composition des laves ophiolitiques s’apparente également à celle des basaltes tholéiitiques que l’on peut trouver au droit des zones de subduction, soit en zone d’avant-arc, c’est-à-dire entre l’arc magmatique calco-alcalin et la fosse de subduction, ou au contraire en zone arrière-arc, dans les zones d’expansion océanique situées dans les bassins arrière-arc ou bassins marginaux. À l’heure actuelle, le débat reste ouvert, et, dans de nombreux cas, il est difficile de choisir entre une origine médio-océanique et une origine de type bassin marginal.

4. Mise en place des ophiolites sur une marge continentale

L’obduction, qui est la mise en place d’une portion de lithosphère océanique sur une marge continentale, est un phénomène qui reste difficile à expliquer. En effet, il faut charrier un matériel dense (d = 3) sur une croûte continentale de plus faible densité (d = 2,5).

Suivant que l’on envisage la formation des ophiolites au niveau d’une dorsale médio-océanique ou dans un bassin marginal, les modèles d’obduction sont très différents. Sans entrer dans le détail, deux types de mise en place peuvent être envisagés (fig. 6). Dans le cas où la lithosphère océanique s’est formée au-dessus d’une zone de subduction (fig. 6 a), son obduction est possible lorsque l’arrivée d’une marge continentale bloque le fonctionnement de la subduction. C’est alors le plan de subduction qui sert de plan de charriage. Dans cette hypothèse, la semelle métamorphique se forme dans ce plan par transformation des sédiments et laves de la plaque plongeante. Si les ophiolites se sont formées au droit d’une dorsale médio-océanique (fig. 6 b), il faut, dans un premier temps, qu’une partie de la lithosphère océanique se détache. Cet écaillage intra-océanique se fait au niveau de la dorsale, probablement à l’intersection de celle-ci et d’une faille transformante. Lors de cet écaillage, les laves et sédiments chevauchés par la lithosphère océanique chaude sont rabotés et métamorphisés dans le faciès des amphibolites; ils constitueront la semelle métamorphique de l’ophiolite. Lors de l’obduction proprement dite, l’ensemble ophiolite et semelle métamorphique se met en place par glissement gravitaire sur la marge continentale subsidente.