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Les Ophiolites
1 INTRODUCTION
Le terme ophiolite a toujours été exprimé pour décrire des roches d’origine océanique. Mais après
plusieurs controverses, un choix de définition détermine depuis 1972, les ophiolites comme étant l’ensemble
croûte océanique et sous couche mantique, qui a été relevé et charrié sur un continent lors d’un phénomène
de convergence de deux plaques lithosphériques : on parle de mécanisme d’obduction.
Les ceintures ou sutures ophiolitiques sont les représentants d’une fermeture océanique, qui a pu engendrer
dans un second temps la formation d’une chaîne de montagne, comme dans le cas de l’orogenèse des
Appalaches.
Sur terre, il y a 150 complexes ophiolitiques recensés d’âges très disparates. Ainsi, les ophiolites du Chili ne
sont âgées que de 3 millions d’années ; les ophiolites du Briançonnais et du Queyras, reliques du plancher
océanique de la Téthys alpine, sont des conséquences de l’orogenèse alpine il y a quelques 160 millions
d’années, l’ophiolite de Chamrousse est plus ancienne et provient de l’orogenèse hercynienne datée de 400
millions d’années.
L’ophiolite québécoise est encore plus ancienne, d’origine taconienne, elle est âgée de 2 milliards d’années.
2 ETYMOLOGIE - DEFINITION
L’étymologie du terme ophiolite provient du grec ophios : serpent et lithos : pierre, en référence à la
texture superficielle de certaines ophiolites serpentiniques qui évoquent la peau de ces reptiles.
Le terme “ophiolite” a été utilisé pour la première fois par Alexandre Brongniart en 1813, pour décrire une
séquence de roches vertes (serpentine, diabase) dans les Alpes. En 1927, Steinmann a précisé cette
terminaison en évoquant ce que l’on appelle la « trinité de Steinmann », serpentine, pillow lava (lave en
coussins) et chert au sujet d’occurrences rencontrées dans les Alpes.
Par la suite, on a défini les ophiolites comme une séquence type formée le long des dorsales océaniques,
comportant de bas en haut les éléments suivants :
- un niveau ultrabasique, constitué de péridotites (lherzolites, harzburgites, dunites) ;
- un niveau gabbroïque (gabbros lités surmontés par des gabbros isotropes) ;
- un niveau filonien (filons subverticaux de basalte) ;
- un niveau de laves basiques (pillow lavas).
- un niveau sédimentaire
Lors de la conférence internationale sur les ophiolites de 1972, le terme « ophiolite » a été redéfini pour ne
plus représenter que les roches ignées de la séquence stratigraphique énoncée ci-dessus, excluant ainsi les
sédiments qui ont une origine indépendante de la formation de la croûte.
Cette définition a de nouveau été contestée dernièrement suite aux nouvelles reconnaissances acquises sur la
croûte océanique par le Programme intégré de forage de l’Océan ainsi que par d’autres recherches
effectuées au fond des océans. Ils ont permis de constater que la croûte océanique était assez variable, et que
parfois, les roches volcaniques venaient directement sur les péridotites, sans que les gabbros ne soient
présents.
De nombreuses ophiolites ont des variations similaires dans leur stratigraphie, certaines sont primaires,
d’autres se sont formées plus tard (par exemple, lors de la mise en place dans une ceinture montagneuse).
3 HISTORIQUE
A la fin des années 50 et au début des années 60, le terme d’ophiolite a connu un essor important, suite
au développement des explorations sous-marines et aux observations de ces séquences formées au cours du
processus d’expansion océanique.
Cette reconnaissance est liée à deux événements majeurs :
-
Premièrement, la découverte de lignes d’anomalies magnétiques sur le fond des océans, parallèles
aux systèmes de dorsales océaniques, dont l’interprétation par Frederick Vine et Drummond
Matthews (1963), est une représentation physique de la formation d’une nouvelle croûte océanique
le long des dorsales et de son expansion à partir de celles-ci.
-
Deuxièmement, l’observation d’un réseau filonien à l’intérieur de l’ophiolite de Troodos (Chypre)
par Ian Graham Gass et al., qui se serait formé par la seule intrusion d’un nouveau magma. En effet,
aucune roche plus ancienne n’a pu être découverte à l’intérieur du complexe Gass (1968). Moores et
Vine (1971) en ont donc conclu que le réseau filonien de Troodos n’a pu se former que selon le
processus d’expansion océanique préalablement proposé par Vine et Matthews (1963).
Depuis, il est globalement reconnu que les ophiolites représentent des parcelles de croute océanique,
charriée sur un continent.
4 ETUDES DES CROUTES OCEANIQUES
Bon nombre d’auteurs s’étonnent de ce qu’on puisse envoyer des hommes sur la Lune, des sondes sur
Mars, alors que nous connaissons si mal les océans, qui couvrent pourtant les deux tiers de notre planète.
Mais il faut constater que la tâche est considérable compte tenu de la surface à étudier et que le retour sur
investissements est faible voire inexistant (excepté pour les recherches pétrolières et plus tard pour les
nodules polymétalliques).
De plus, ces personnes n’ont pas à l’esprit les contraintes physiques et mécaniques dues aux grandes
profondeurs (à mille mètres de profondeur, la pression atteint 100 kg/cm²).
Néanmoins, les fonds océaniques ont pu être étudiés et observés suite aux progrès technologiques réalisés
dans la seconde moitié du XXème siècle et plus particulièrement au cours des années 60-70, époque
héroïque où l’homme se lançait à l’exploration et à la conquête de nouveaux espaces. Il est en effet curieux
de voir que les premières études des fonds océaniques coïncident justement avec les principales phases
d’exploration spatiale.
Les études entreprises sur les fonds océaniques sont principalement au nombre de trois :
-
Mesures de champs magnétique
Cette technologie a l’avantage d’être peu couteuse en moyen technique.
-
Etudes de propagation sismique
La détermination des vitesses de propagation sismique, l’observation des réflexions de ces
ondes, ont permis d’ausculter le cœur de notre planète et d’en définir les différentes couches
successives, du noyau solide de fer-nickel à la lithosphère que nous foulons de nos pieds.
-
Observations in situ
4.1 Etude des anomalies magnétiques
Les basaltes sont riches en minéraux ferromagnésiens ; or, ces minéraux sont sensibles au champ
magnétique terrestre. Tant que le basalte est à l’état liquide ou visqueux, les ferromagnésiens ont tout loisir
de s’orienter selon ce champ magnétique. Lorsque le basalte refroidit, ces minéraux se trouvent alors piégés
dans l’orientation qu’ils avaient au moment de cette solidification. Ils sont donc les indicateurs de
l’orientation du champ magnétique terrestre de l’instant auquel le basalte s’est figé.
L’analyse des orientations de ces minéraux ferromagnésiens permet donc d’établir les évolutions du champ
magnétique terrestre au cours du temps, comme par exemple de visualiser les retournements des pôles nord
et sud qui sont intervenus par le passé.
En ce qui concerne les fonds océaniques, l’analyse de ces ferromagnésiens à montrer que les anomalies
positives et négatives s'organisent en bandes parallèles à l'axe des dorsales, de part et d'autre desquelles elles
sont pratiquement symétriques. Ces anomalies correspondent à des variations locales du champ magnétique
par rapport au champ moyen de la région, avec des valeurs soit légèrement plus fortes (anomalies positives),
soit légèrement plus faibles (anomalies négatives).
On peut en conclure que l’expansion des océans est bel et bien le fruit de l’accrétion de magma le long de
ces dorsales. Cette découverte eut une incidence notable dans la confirmation de la théorie de la tectonique
des plaques.
4.2 Etude sismique
C’est vers la fin des années 30 que l’on commence à voir apparaître les premières campagnes de
sismique marine dans la Manche et au large du New-jersey. A cette époque, les systèmes d’acquisition
étaient composés d’un ou de plusieurs hydrophones qui captaient les ondes émises par des explosifs simulant
une source sismique.
Les recherches off-shore des gisements pétroliers ont contribué à développer ces études sismiques, dès la fin
de la seconde guerre mondiale. Ainsi, avec les moyens financiers adéquats et les progrès de l’informatique,
les techniques et les méthodes d’acquisition et de traitement de données vont très vite évoluer : on a pu
utiliser des navires tractant jusqu’à douze flûtes sismiques parallèles de 6 à 8 km de long, et la source
sismique est devenue un ensemble de canons à air qui émettent une onde de pression à des cadences élevées
(de l'ordre de 5 secondes).
En ce début de XXIème siècle, différentes technologies de prospections sismiques ont été développées et
mises à disposition des chercheurs en fonction des différents paramètres rencontrés (profondeur d’eau, de
pénétration et résolution).
La croûte océanique possède une répartition en couches des vitesses de propagation sismiques, ce qui montre
que la structure de la croûte océanique est bien stratifiée en couches horizontales.
NOTA
On distingue deux types d’études sismiques :
- la sismique réflexion
plus précise, cette technique a été développée pour la recherche de nouveaux gisements pétrolifères et
gaziers
- la sismique réfraction plus adaptée à l’étude des croûtes océaniques.
Chaque impulsion provoquée par une explosion, permet de repérer des surfaces de discontinuité (au
sens physique et non au sens géologique) séparant des roches par discontinuité de la vitesse de
propagation des ondes sismiques. Les ondes qui arrivent à une de ces limites sous l'angle d'incidence
correspondant à la réfraction limite se propagent ensuite le long de cette interface qui leur sert de "
guide d'onde " ce qui canalise leur énergie et leur permet de se propager plus loin.
Ces ondes sont réfléchies ou réfractées aux changements d'élasticité et/ou de densité, aux frontières des
couches géologiques et atteignent ainsi les différents capteurs disposés sur le sol (OBS : Ocean Bottom
Seismometer). Le traitement des données permet ainsi de déterminer les vitesses de propagation des ondes
sismiques à travers les différentes couches de matériaux, ainsi que leur profondeur. Avec ce type de procédé
on récupère les ondes de types S et P, cependant les ondes S naissent lors de conversion des ondes P au
niveau des interfaces.
Le champ d'application de la sismique réfraction est, pour le génie civil ou pour la prospection minière, la
recherche de la base des alluvions dans une vallée, pour la prospection pétrolière, la reconnaissance par
points d'un socle cristallin et l'étude de l'épaisseur de la croûte terrestre à terre et en mer.
4.3 Observations sous-marines in situ
Suite au développement de sous-marins capables d’atteindre des profondeurs abyssales, des
observations sous-marines telles que celles des fumerolles le long des dorsales ont pu être réalisées. La
structure de la croûte océanique a pu être ainsi précisée lors de campagnes d'exploration menées par des
sous-marins tels l’américain ''Alvin'', et le français ''Nautile'', le long des failles transformantes.
En particulier, une mission réalisée à bord du Nautile, en 1988, le long du mur sud de la zone de fracture
Vema (Atlantique central), a permis d'observer la première coupe continue à travers la lithosphère océanique,
depuis le manteau jusqu'aux basaltes.
B)
Figure 12 : trajet du Nautile, 1988 le long de la fracture VEMA
Observation des différentes couches superposées des ophiolites au cœur de l’océan atlantique
A) Carte simplifiée de la zone de fracture Vema (localisation)
Coupe X, Y du mur sud montrant la section complète de la partie superficielle de : océanique observée durant la campagne
Vemanaute (1988). Adapté de Auzende et ce du Nautile lors des plongées 4 et 5 sont reportés et pointillés
Cette technique, de loin la plus précise est cependant encore peu applicable. Les scientifiques n’ont foré que
les 2 premiers kilomètres sur les 6 ou 7 km d’épaisseur de la croûte océanique. Seul le niveau supérieur des
gabbros sous le complexe filonien n’a pu être atteint jusqu’à maintenant.
Des forages ont été pratiqués au cours de 6 campagnes successives sur le site 504B du programme DSDP-ODP
depuis le Leg 69, soit depuis une trentaine d'années.. Ils ont permis de traverser 2 000 m au total dans la croûte
océanique âgée de 6.2 Ma, à proximité des Galapagos, et ainsi d’atteindre les gabbros..
4.4 Conclusion
Le développement des recherches pétrolières et gazières ont apporté le financement et le
développement de nouvelles technologies, les moyens techniques pour étudier la croûte océanique et y
déterminer la présence d’ophiolites. Toutefois, les difficultés dues aux conditions d’investigation ne
permettent pas vraiment d’aller pratiquer des observations ou des forages de grande ampleur, in situ. C’est
pourquoi, la connaissance de la croûte océanique provient encore aujourd’hui, essentiellement de la
comparaison entre la structure des ophiolites connues par ailleurs et des sondages sismiques de la croûte
océanique.
Il est toutefois à noter que ces études ont permis d’affirmer définitivement la théorie de la tectonique des
plaques, basées sur l’expansion des océans de part et d’autres de dorsales océaniques et de cartographier pas
moins de 75 000 km de dorsales sur la planète.
5 LES SEQUENCES OPHIOLITIQUES – ORIGINE SOUS-MARINE
La séquence stratigraphique observée dans les ophiolites est le reflet du processus de formation de la
lithosphère le long des dorsales médio-océaniques :
• Péridotite tectonisée : roche du manteau riche en harzburgite/lherzolite.
• Cumul de péridotite : couches de minéraux riches en dunite déposés en dehors de la chambre
magmatique
• Gabbro lité : résultant de l’arrangement de minéraux en dehors de la chambre magmatique.
• Importants niveaux de roches intrusives : gabbro isotropique, représentant de la chambre
magmatique fractionnée.
• Réseau filonien : filons verticaux parallèles par lesquels il y a eu alimentation de la surface en
basalte permettant ainsi la formation des laves en coussin
• Séquence extrusive : laves en coussins basaltiques au contact eau/magma
• Sédiments : dépôts de boue (schistes noirs) et cherts postérieurs à la formation de la croûte
océanique (N’appartenant pas à la séquence ophiolitique)
5.1 Cumul de péridotite
Une dorsale ou ride médio-océanique, est formée par la remontée convective du manteau plastique
(asthénosphère). Les conditions de pression et de température permettent un début de fusion du manteau dès
60 à 100 km de profondeur, selon les auteurs. Les péridotites du manteau supérieur, appelées lherzolite,
constituées d’olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + plagioclase, vont alors produire du basalte par
fusion partielle, pour un taux pouvant atteindre 10 à 20 %. Elles forment le manteau dit "fertile".
Au-dessus se forment des harzburgites (olivine + orthopyroxène + spinelle), résidus des lherzolites après
extraction du liquide basaltique, puis des dunites (roches encore plus réfractaires constituées presque
exclusivement d’olivine). Ces deux dernières espèces de péridotites constituent le manteau dit "appauvri".
Figure 13 : roches de la partie sous-jacente le MOHO des séquences ophiolitiques
En vert composition moyenne du magma sous les dorsales
5.2 Gabbros lités
Au-dessus du Moho, à la base de la croûte, le liquide basaltique s'accumule dans une chambre
magmatique située sous la dorsale. Elle peut atteindre plusieurs dizaines de kilomètres de largeur sur
plusieurs kilomètres de hauteur.
En se refroidissant lentement, passant de 1200°C à 950-1000°C, le basalte liquide donne naissance aux
gabbros lités. Ces gabbros, très proches chimiquement des basaltes, s'en distinguent par une cristallisation
grossière, formée au toit de la chambre magmatique ainsi qu'au contact des parois refroidies par des
circulations hydrothermales.
Le litage des gabbros est dû à des intrusions de magmas gabbros encore plastiques. L'étude des ophiolites a
ainsi montré que les chambres magmatiques des dorsales rapides ne sont pas remplies de liquide pur. Les gabbros
présentent en effet des textures qui indiquent des déformations plastiques à chaud d'un matériau comprenant
des grains (les cristaux), non déformables, lubrifiés par le liquide magmatique présent en faible proportion (2 à
20 %). Ce mélange est soumis à une convection interne à la chambre et il est probable que la cristallisation
complète des gabbros s'effectue au toit de la chambre plus froid, et non à sa base par simple précipitation
comme on l’a longtemps pensé. Le toit de la chambre est en effet perpétuellement refroidi par la circulation
hydrothermale.
5.3 Gabbros supérieurs
Les gabbros lités sont surmontés par des gabbros isotropes qui ont pu cristalliser 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.
5.4
Complexe filonien
Au-dessus de ces couches de gabbros, le magma se présente sous la forme d’une carapace solide
surnageant au-dessus de basalte liquide. L’expansion océanique, qui se comporte comme une force de
traction exercée sur la croûte océanique, va provoquer des déchirures dans cette carapace. Elles se présentent
sous la forme de fissures verticales, parallèles aux dorsales océaniques, par lesquelles le basalte liquide à
visqueux va s’engouffrer.
Une partie du basalte qui traverse ces fissures va pouvoir déboucher sous le fond sous-marin et former de
nouvelles laves en coussin au contact de l’eau froide, tandis que le reste de ce basalte va se refroidir et figer à
l’intérieur des fissures, formant ainsi un filon.
Sous l’effet continuel de la traction exercée par la tectonique sur la croûte océanique, celle-ci va avoir
fortement tendance à se fissurer à nouveau, parallèlement à la fissure précédente. En outre, comme
l’interface entre le basalte solide et le filon est moins cohésive que le basalte lui-même, la nouvelle fissure va
préférentiellement apparaître puis se propager le long de cette interface. Du basalte liquide va alors monter
par cette nouvelle fissure, formant en surface une nouvelle génération de pillows lavas et au cœur du basalte
solide, un nouveau filon.
De proche en proche, les formations successives de ces filons verticaux va constituer le complexe filonien
observé dans les ophiolites.
NOTA
Traction par les plaques subductantes
L’influence de la vitesse d’expansion océanique est très significative. Une expansion rapide comme celle de
l’océan Pacifique (20 cm/an) va provoquer des déchirures de la croûte solide basaltique avec une fréquence
assez élevée : chaque événement sismo-volcanique s’accompagne d’un écartement de l’ordre du mètre et
donne un filon dont la largeur est du même ordre, avec une périodicité de dix ans.
Pour les dorsales plus lentes, où la production magmatique est faible voire nulle, il n’y a pas de réseau
filonien, si ce n’est quelques filons isolés reliant les rares réservoirs magmatiques aux quelques volcans sous
marins. Souvent, dans ce cas, l’ensemble des composants des ophiolites sont absents et on peut observer
directement l’affleurement du manteau.
Figure 14 : Structure des ophiolites
Comparaison entre les résultats obtenus par étude des vitesses de propagation d’ondes sismiques et les observations et
sondages réalisés sur des ophiolites de type HOT et de type LOT, Nicolas : montagne sous la mer
Figure 15 : Coupe d’ophiolite en place
de part et d’autre d’une dorsale océanique, CNRS Ifremer
NOTA
Autres filons
On peut également noter qu’il y a d’autres types de filons que ceux du réseau complexe des ophiolites… : ce
sont les filons qui alimentent le réservoir magmatique intracrustal. Ils donnent des filons de gabbros (et non
pas de basaltes) ou de dolérites.
5.5 Pillows lava
Le magma, lorsqu’il entre en contact avec l’océan est brutalement refroidi et figé sous la forme de
blocs plus ou moins arrondis. Cette morphologie est à l’origine des termes de « lave en coussin » ou
« pillows lavas ».
L'épaisseur de la couverture basaltique (complexe filonien + coulées de lave) est de l'ordre de 2000 m.
5.6 Sédiments (hors séquence ophiolitique)
Ils sont essentiellement constitués de dépôts de boue (schistes noirs) et cherts postérieurs à la
formation de la croûte océanique
Cette couche est elle-même recouverte par des sédiments de plaine abyssale : les radiolarites.
Figure 16 : Fusion partielle d'un manteau Iherzolitique.
Le manteau remonte 80-100 km de profondeur. L'extraction des magmas vers la surface commence au point B où 20 % de liquide est
présent au sein du manteau.
6 LES DIFFERENTES OPHIOLITES
En 1972, les travaux de la ''Penrose Conference'' ont conduit à définir une séquence ophiolitique type
comportant de bas en haut les éléments suivants :
- un niveau ultrabasique, constitué de péridotites (lherzolites, harzburgites, dunites) ;
- un niveau gabbroïque (gabbros lités surmontés par des gabbros isotropes) ;
- un niveau filonien (filons subverticaux de basalte) ;
- un niveau de laves basiques (pillow lavas).
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
lithosphère Pacifique, dont le taux moyen d'expansion est de l'ordre de dix à vingt 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'Oman appartient à ce
type, qu'elle a d'ailleurs largement contribué à définir.
En revanche, dans le cas d'une lithosphère océanique d'expansion lente, comme actuellement pour la
lithosphère Atlantique, avec un taux d'expansion moyen de l'ordre de 2 cm/an, la croûte océanique est
d'épaisseur réduite ; elle est discontinue et peut même 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 du Chenaillet, près de Briançon ; massif de Roche Noire près de Ceillac)
appartiennent à ce type. A Roche Noire ( vallée du Haut Cristillan près de Ceillac ), les péridotites du
manteau, serpentinisées par altération hydrothermale, affleurent directement sous les radiolarites
métamorphisées.
6.1
Ophiolites d’Oman et le type HOT
Figure 17 : Comparaison entre le log ophiolitique d'Oman et les données du forage ODP 504B
Une coupe type dans l’ophiolite d'Oman montre des roches en continuité d'affleurement sur 10 km
d'épaisseur :
-
Le manteau, à la base, est visible sur une épaisseur de 4 km, il est constitué de harzburgites
déformées plastiquement par fluage à haute température (foliation asthénosphérique fossilisée
caractéristique des tectonites). La présence d'intrusions basiques de plus en plus fréquentes vers le
haut signale l'approche du Moho. Celui-ci est marqué par des intrusions de dunite (ancienne lentille de
liquide basale).
-
Au-dessus viennent les gabbros lités puis les gabbros isotropes.
-
Au-dessus des gabbros, se trouve le complexe filonien fait de dykes de composition basaltique,
injectés les uns dans les autres et présentant des bordures figées caractéristiques.
-
Les dykes s'enracinent dans les gabbros isotropes représentant le toit entièrement cristallisé du
réservoir qu'ils fracturent. La présence de cet ensemble traduit bien la réalité de l'expansion
océanique, puisqu'il ne peut se comprendre que par des injections répétées, nécessitant (ou
induisant) une ouverture continue.
-
On rencontre ensuite un ensemble de laves en coussins de 1 km à 500 m d’épaisseur (on y distingue,
sur des bases géochimiques, 3 unités volcaniques superposées).
-
Enfin, on distingue des sédiments océaniques d'âge Crétacé supérieur (radiolarites et sédiments
hydrothermaux) qui sont associés aux laves. Les sédiments plus récents (Crétacé terminal, Eocène
basal) sont discordants sur l'ophiolite et le socle continental. Ils sont donc post-obduction.
6.2 Ophiolites des Alpes et le type LOT
Dans les ophiolites des Alpes, de la Corse et de l'Apennin (ou ophiolites 1iguro-piémontaises),
représentatives du type LOT, les gabbros sont intrusifs dans le manteau et ne forment jamais une couche
unique et continue. Il n’y a plus la grande chambre magmatique au droit de la dorsale des séquences de type
HOT qui alimente au fur et à mesure de l’expansion océanique, les gabbros lités dans la masse et les pillows
lavas via le complexe filonien, mais au contraire une multitude de poches magmatiques que l’on pourraient
qualifiées de « secondaires ».
La structure verticale du manteau vers la surface des séquences ophiolitiques de type LOT est donc :
-
Péridotites (serpentinisées en partie)
-
Gabbros intrusifs :
Il s'agit soit de filons indépendants relativement épais (quelques mètres), soit de corps plus
volumineux, de dimensions kilométriques, isolés les uns des autres et représentant autant de
chambres magmatiques indépendantes. Ils sont souvent déformés le long de zones de cisaillement
de haute température (amphiboles stables à 800 °C). Ces bandes de cisaillement sont ellesmêmes traversées par des filons basaltiques non déformés, mis en place en domaine océanique.
Surtout, ils ne constituent pas de complexe filonien global. Au plus, peut-on trouver quelques
complexes éparses.
-
Le basalte n’est présent que partiellement, en une couche fine souvent dissociée, sous la forme
de laves en coussins ou en tubes. Les basaltes alpins ont des caractéristiques de MORB, mais
peuvent présenter une tendance alcaline, comme le confirment les analyses de pyroxènes reliques
préservés dans certaines laves. Ces caractères sont compatibles avec un faible taux de fusion.
-
En surface, le basalte peut faire défaut. Dans ce cas, le manteau affleure directement au fond de
l’océan.
-
Les premiers sédiments pélagiques déposés sur le substratum océanique sont radiolarites en
gisements discontinus et des calcaires pélagiques. Les radiolarites contiennent des fossiles encore
indentifiables en plusieurs endroits des unités schistes bleus des Alpes (Pic Cascavelier), elles
sont d'âge Jurassique supérieur (Callovien\ Oxfordien).
Figure 18 :Lithosphères des dorsales lentes
A : comparaison entre des données de terrain (ophiolites alpines) et des données océaniques (coupe de Vema).
B : coupe théorique très schématique de l'axe d'une dorsale lente des différentes sections présentées en A. Les séries alpines de type
Queyras sont l'équivalent des zones à manteau dénudé et à volcanisme très limité des extrémités de segment des dorsales lentes. Les
séries de type Viso ou Vema sont représentatives des centres de segment où la production magmatique est plus élevée.
Des campagnes de plongée ont été organisées le long de certaines zones de fracture de l'Atlantique (Kane,
Véma), dont les murs mettent à jour de véritables coupe-temps à travers la lithosphère océanique. La coupe
de Vema nous montre une succession classique, comparable à celle d’Oman, mais cependant très réduite en
épaisseur. Le long de la zone de fracture Kane, en revanche, la croûte peut être réduite ou absente et les
gabbros montrent des déformations spectaculaires liées à l'extension tectonique.
Il apparaît que la croûte océanique de l’Atlantique est « normale » et relativement épaisse au centre des segments (mais
moins épaisse que dans le cas du Pacifique) et « réduite », de type HOT, aux extrémités.
Figure 19 : Coupe schématique A : dorsale lente – B : Dorsale rapide
7 LES CHAINES D’ODUCTION
Lors du phénomène de subduction d’une plaque océanique sous une autre plaque océanique, il se forme
un arc insulaire sur la plaque chevauchante.
Lorsque la subduction se poursuit jusqu’à ce que la plaque continentale contigüe à la plaque océanique
subductante parvient au niveau de la zone de subduction, ce continent, plus léger, ne parviendra pas à
s’enfoncer sous cet arc insulaire et aura plutôt tendance à entrer en collision avec celui-ci.
Sous l’effet de cette collision et des contraintes de pression ainsi engendrées, il arrive que la plaque océanique
vienne chevaucher la plaque continentale pour aboutir finalement au charriage du matériel océanique sur le
continent qui subit lui-même une importante déformation., c’est le phénomène d’obduction.
Figure 20 : Les chaînes d'obduction et leur évolution (Mattauer 1985)
a - Subduction intraocéanique avec formation d'un arc insulaire,
b - Formation d'une chaîne d'obduction par blocage de la subduction, une partie de la croute océanique vient chevaucher le continent. Un nouveau
plan de subduction (tireté) se met en place en arrière du précédent,
c - Formation d'une chaîne de collision avec fermeture de l'océan arrière arc. Les deux sont continents sont superposés mais séparés par une (ou
plusieurs) suture océanique (ophiolites)
d - Stade d'hypercollision avec déformations intracontinentales qui se superposent aux structures précédentes se trouvant verticalisées.
NOTA
L’obduction est à différencier de la collision qui est le niveau extrême de contact et de contraintes de pression
entre deux blocs continentaux. La collision survient le plus souvent en troisième phase de la séquence
subduction-obduction-collision, lors du rapprochement de deux continents sous l’effet d’une zone de
subduction.
Dans le cas de la chaîne d'Oman, l'obduction de la lithosphère océanique s'est effectuée vers le sud, sur la marge arabe,
rebord du continent arabo-africain à la fin du Crétacé. Il en résulte l'un des plus vastes massifs d'ophiolites au monde
(plus de 500 km de long d'un seul tenant, et 50 à 100 km de large). Les ophiolites ont échappé à la collision, en raison
du dessin particulier, à cet endroit de la limite des plaques Eurasie et Arabie-Afrique.
L'obduction a permis le charriage d'une écaille de 10 km d'épaisseur environ de lithosphère d'âge crétacé. Elle s'est
accompagnée de l'enfouissement et de l'écaillage d'unités de la marge, sous l'ophiolite. Ces unités ont subi un
métamorphisme dans les faciès de haute pression (éclogitique et schistes bleus) et sont remontées relativement
rapidement pour des raisons d'équilibre isostatique. Elles affleurent aujourd'hui au cœur des ophiolites sous la forme
d'une fenêtre tectonique.
Une telle évolution a pu exister dans toute la chaîne alpine depuis les Alpes jusqu'en Nouvelle-Guinée, mais ces
stades précoces ont souvent été repris par des phases de collision et les ophiolites sont pincées, plissées et
charriées dans des sutures où elles subissent une évolution métamorphique ultérieure. C'est le cas dans la
majeure partie les Alpes franco-italiennes où les ophiolites sont souvent présentes au cœur de la chaîne dans les
unités de haute pression. Le cas particulier du massif du Chenaillet, dont l'unité sommitale n'a pas connu le
métamorphisme alpin, est voisin de celui des ophiolites de Ligurie dans les Apennins. Ces ensembles n'ont pas été
enfouis et sont toujours restés en surface dans l'empilement des nappes alpines.
En Nouvelle-Calédonie, l'obduction est d'âge éocène et les ophiolites (dont la partie crustale est manquante) là encore,
reposent sur une semelle d’unités de marge continentale ayant subi une évolution dans les domaines de haute
pression. L'obduction apparaît comme un phénomène rapide et la croûte continentale enfouie n'a pas le temps de se
rééquilibrer thermiquement, ce qui explique l’absence de magmatisme et de métamorphisme haute température.
Figure 21 :Les chaînes alpines issues de la Téthys (d'après Aubouin, 1980).
La suture ophiolitique, cicatrice de l'océan téthysien, est représentée par des nappes ophiolitiques bien visibles en Oman (où le stade de collision n'est
pas atteint) et sur le pourtour de l'Arabie (croissant ophiolitique péri-arabe). Au nord de l'Himalaya, on a représenté plusieurs sutures parallèles
témoignant de l'accrétion de blocs continentaux et des fermetures océaniques qui se sont succédées depuis le Permien (la suture du Tsang Pô, la plus
récente est la plus méridionale). On notera également les grands décrochements de la bordure est de l'Asie, effets indirects et lointains au sein de ce
continent, de la collision de l'Inde.
sw
sédiments post-nappe
(essentiellement Tertiaire et Quat.)
Écailles sédimentaires
fontales (Hawasina)
NE
unités de haute pression
(fenêtre du Saih Hâtât)
Limite croûte/manteau
Nappe ophiolitique
Nappe ophiolitique
Mer dOman
Croûte de la mare arabo-africaine
Figure 22 : Les ophiolites d'Oman. Coupe très schématique (largeur totale 200km)
(modifié d'après A. Michard et d'après A. Nicolas).
8 LES CHAINES DE COLLISION
Le terme ultime de l'évolution d'un système convergent est la mise en contact de deux continents : la
collision. Cette phase est toujours précédée soit par une subduction, soit par une obduction. Au Québec, il y a eu
d’abord subduction, puis obduction.
Lorsqu’il y a précédemment obduction, des séquences ophiolitiques peuvent avoir été charriées sur le premier
continent. Lors de la collision, ces couches d’ophiolites charriées se trouvent compressées entre les deux masses
continentales (Alpes, Himalaya, Avalonia et Laurentia) et assurent une certaine continuité entre les deux
continents : on dit alors que les séquences ophiolitiques servent de suture entre les deux continents.
Le plateau du Tibet porte dans sa structure les traces des épisodes plus anciens de l'évolution de la chaîne. Les
ophiolites du Tsang Pô sont en effet la suture de la néo-Téthys, océan situé entre l'Inde et l'Eurasie dont la
fermeture a précédé la collision. Cette fermeture s'est achevée il y a 60 Ma, la véritable collision a débuté vers 50 Ma.
Figure 23 : Coupe très simplifiée de l'Himalaya,
(adapté de Jolivet, 1997, modifié d'après J. P. Burg et d'après M. Brunel).
Disposition des ophiolites du Tsang Pô à la jonction (suture) des deux anciens continents
Les Alpes occidentales, et franco-italiennes en particulier, résultent aussi d’une collision de deux continents
l'Europe et l'Afrique, et de la fermeture d'un océan la Téthys.
L'architecture de la chaîne dans son ensemble est simple : la marge de l'Europe (du côté externe) est recouverte par les
unités océaniques résultat d'une obduction, elles-mêmes recouvertes sur plusieurs centaines de kilomètres par les unités
de la marge opposée de l'Afrique (unités plus internes). Ce recouvrement majeur de l'Europe par l'Afrique est
bien visible dans la structure actuelle. La nappe de la Dent Blanche, est un témoin du socle de la marge africaine
(klippe) reposant sur les unités océaniques (ophiolites de Zermatt), elles-mêmes charriées sur la marge de l'Europe
métamorphisée (Mont Rose et Grand Paradis).
Figure 24 : Les Alpes européennes.
Carte schématique montrant les 3 grands domaines : l'Europe, l'ancien océan téthysien et l'Afrique. La suture entre les deux
masses continentales est constituée de roches métamorphisées et de séquences ophiolitiques elles-mêmes plus ou moins
métamorphisées. A souligner, la dent blanche originaire du socle africain a été charriée sur les ophiolites de Zermatt.
océan téthysien
marge européenne
bassins molassiques
d'avant pays
zones externes
W
massif cristallin externe
(socle du Pelvoux)
marge apulienne (africaine)
ophiolites de Zermatt
Dent
Mont Rose
Blanche
Sésia et zone d’Ivrée
ophiolites (Mont Viso)
et sédiments océaniques
(schistes lustrés)
Massif cristallin interne
(Dora Maira)
E
B. coupe des Alpes sur une transversale sud-Pelvoux-Viso
domaine externe dauphinois
Chevauchement pennique
Sédiments de la plaine du Pô
0
Ecaille de manteau
(corps d’Ivrée)
50
km
MANTEAU (PLAQUE
EUROPE)
Figure 25 : Les Alpes occidentales. Modèle d'évolution et coupe schématique (modifié d’après M. Lemoine)
A- Modele schématique de le formation des Alpes
B- Coupe des Alpes sur une transversale sud Pelvoux-Viso